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$ÏLIVRÏPAR Université Toulouse 3 Paul Sabatier (UT3 Paul Sabatier)
$ISCIPLINEOUSPÏCIALITÏ Géologie - Géomorphologie 0RÏSENTÏEETSOUTENUEPAR Germán Alfredo AGUILAR MARTORELL LE 01/10/2010 4ITRE Erosion et transport de matière sur le versant occidental des Andes semiarides du Nord du Chili (27 - 32 ° S): depuis une approche à grande échelle temporelle et spatiale, jusqu'à l'évolution quaternaire d'un système fluvial *529 Gabriel González (Prof. UCN - Antofagasta); Michel Sébrier (D.R. CNRS - Paris); Stéphane Bonnet (Prof. Université de Rennes 1); Gabriel Vargas (Prof. Université du Chili - Santiago); Arturo Jensen (Prof. UCN - Antofagasta); Joseph Martinod (Prof. UPS - Toulouse); Rodrigo Riquelme (Prof. UCN - Antofagasta)

%COLEDOCTORALE Sciences de l'Univers, de l'Environnement et de l'Espace (SDU2E) 5NITÏDERECHERCHE Laboratoire des Mécanismes et Transfert en Géologie (LMTG) $IRECTEURS DE4HÒSE Joseph Martinod ; Rodrigo Riquelme

2APPORTEURS Michel Sébrier ; Stéphane Bonnet ; Gabriel Vargas

Université de Toulouse - Paul Sabatier (UPS) Ecole Doctorale Sciences de l’Univers, de l’Environnement et de l’Espace

Universidad Católica del Norte (UCN) Facultad de Ingeniería y Ciencias Geológicas

Thèse pour obtenir le Grade de Docteur en Sciences de la Terre de l’Université de Toulouse et el Grado de Doctor en Ciencas, mencion Geologia de la Universidad Catolica del Norte (Chili)

Érosion et transport de matière sur le versant occidental des Andes semi- arides du Nord du Chili (27 - 32 ° S) : d'une appro che à grande échelle temporelle et spatiale, jusqu'à l'évolution quaternaire d'un système fluvial

Erosión y transporte de materia en la vertiente occidental de los Andes semiáridos del Norte de Chile (27 - 32° S): desde u n enfoque a gran escala temporal y espacial, hasta la evolución cuaternaria de un sistema fluvial

Germán Alfredo AGUILAR MARTORELL

JURY Dr. Gabriel González Prof. UCN Antofagasta Président Dr. Michel Sébrier D.R. CNRS Paris Rapporteur Dr. Stéphane Bonnet Prof. U. de Rennes Rennes Rapporteur Dr. Gabriel Vargas Prof. U. de Chili Santiago Rapporteur Dr. Arturo Jensen Prof. UCN Antofagasta Invité Dr. Joseph Martinod Prof. UPS Toulouse Directeur Dr. Rodrigo Riquelme Prof. UCN Antofagasta Co-directeur

Thèse préparée en co-tutelle entre l’Universite de Toulouse Paul Sabatier et l’Universidad Católica del Norte. ii Agradecimientos

La realización de este trabajo se llevó a cabo gracias al financiamiento del Proyecto CORFO InnovaChile 05CR11IXM-28, “Evaluación Hidrogeológica de la Cuenca del Río Huasco, con Énfasis en la Cuantificación y Dinámica de los Recursos Hídricos Superficiales y Subterráneos”. Este proyecto fue realizado en forma conjunta por la Universidad Católica del Norte (UCN, Antofagasta-Chile) y el Servicio Nacional de Geología y Minería (SERNAGEOMIN, Chile). Estudiantes de pregrado de la Universidad Católica del Norte han desarrollado su memoria de titulo de geólogo en el marco de este proyecto. Concretamente, en este trabajo se ha integrado el trabajo de los estudiantes P. Lohse, P. Oliva, J.L. Cerda, P. Navarrete, S. Herrera y A. Verdejo. Se agradece el apoyo de todos los participantes del proyecto, así como al personal académico, técnico y administrativo de la Universidad Católica del Norte. En el transcurso de este estudio se ha establecido una estrecha cooperación con profesores, investigadores, estudiantes de doctorado, técnicos y personal administrativo del Laboratoire des Mécanismes et Transfers en Géologie (LMTG – Toulouse, Francia), específicamente con el Equipe Géodynamique. Un primer acercamiento a la colaboración con investigadores franceses se llevo acabo gracias a una estadía en Toulouse-Francia en enero de 2008 financiada por el proyecto ECOS-CONICYT. En particular se agradece la contribución de los académicos J. Martinod, J. Darrozes, V. Regard y S. Carretier y de la estudiante de doctorado E. Pepin. También, agradecimientos al personal administrativo del LMTG y de la Ecole Doctorale Sciences de l’Univers, de l’Environnement et de l’Espace. En el marco de la cooperación entre investigadores chilenos y franceses, parte de los resultados de la presente tesis se incluyen en el Proyecto ANR-06- JCJC-0100 ANDES, “Analysing Differences in Erosion rate and Sediment discharges over the time in the Andean fore arc region (Peru and Chile)”

i en el cual colaboran instituciones francesas y chilenas. Se agradece el apoyo de todos los participantes del proyecto, en especial a S. Carretier y V. Regard, por su disposición a compartir e integrar los resultados de los análisis de 10Be. Se agradece la asistencia de los servicios del Laboratoire Béryllium y Atelier Roches del LMTG, en la extracción de 10Be de las muestras de sedimentos fluviales. Durante los años de preparación de la tesis se han sucedido una serie de becas de doctorado que han permitido la manutención, traslado Chile-Francia y la compra de insumos no incluidos en los proyectos marcos. A continuación se agrega un listado de las becas obtenidas y sin cuyo financiamiento la realización de la presente tesis no habría sido posible. • Beca otorgada por la Universidad Católica del Norte, que permitió la manutención en Antofagasta-Chile entre Abril de 2006 y noviembre de 2009. • Beca de pasantía de la Comisión Nacional de Ciencias y Tecnología (CONICYT), que posibilito una estadía en Toulouse-Francia entre marzo y agosto de 2008. • Beca de apoyo a la realización de tesis doctoral 2008 (CONICYT), que financio la compra de productos químicos para la extracción del 10Be de sedimentos fluviales. • Bourses d'excellence Eiffel (Égide) otorgada por el ministère des Affaires étrangères et européennes, que permitio la manuntencion en Toulouse- Francia entre diciembre de 2009 y septiembre de 2010. Un especial agradecimiento a todas las personas que han enriquecido las discusiones en torno al complejo relación entre tectónica, clima y erosión en los Andes: T. Bissig, S. Carretier, J. Cembrano, J. Darrozes, M. Farias, G. Gonzalez, E. Maire, M. Mardonez, V. Regard, y en particular a mis profesores guías, J. Martinod (UPS-Toulouse) y R. Riquelme (UCN-Antofagasta). Las conclusiones de esta tesis fueron construidas en base a esas discusiones, por

ii lo que sin ellas, no se hubiera logrado los objetivos del trabajo. Agradecimientos a los revisores anónimos del articulo sometido a Earth surfaces Prosess and landforms, cuyos comentarios entregaron otra mirada a los resultados de tasas de erosión a escala de millones de años y la configuración morfométrica de los sistemas fluviales en los Andes semiáridos. Finalmente un reconocimiento especial a mi pareja Carolina y a mi hijo Antonio, sin su cariño no hubiera podido llevar a cabo esta investigación. A mis padres, Alfredo y Concepción, por su apoyo durante los largo años de estudio. A los amigos de Antofagasta, que me recibieron siempre con los brazos abiertos, y a los hermanos latinoamericanos residentes en Toulouse, sin ellos hubiera sido difícil continuar la fiesta y organizar un sinnúmero de actividades que matizaron mi estancia en esa hermosa ciudad del suroeste de Francia. No puedo dejar pasar la oportunidad de hacer un agradecimiento póstumo a mi abuela Elsa y a mi tía María del Pilar, ellas nos dejaron en el transcurso de esta investigación, sin embargo han estado presentes durante todo el ciclo, hasta la escritura de la última letra plasmada en este texto.

A Elsa y María del Pilar

iii Résumé étendu Entre 27 et 32°S, le versant chilien semi-aride des Andes est divisé en deux unités morpho-structurales majeures : la Cordillère de la Côte et la Cordillère Principale. A ces latitudes, de vastes surfaces de pédiment sont préservées au niveau des interfluves des grands bassins versants correspondant aux rivières qui traversent l’avant-arc andin. Les pédiments de la Cordillère de la Côte correspondent à une morphologie sénile, qui résulte de la combinaison de conditions climatiques arides et d’une tectonique peu active au cours du Néogène. En revanche, les pédiments de la Cordillère principale sont fortement incisés par des vallées dont la profondeur atteint 2 km. Cependant, ces profondes vallées mises à part, les pédiments préservés au niveau des interfluves de la haute chaîne ont des traits morphologiques équivalents à ceux des surfaces planes de la Cordillère de la Côte. Cette thèse correspond à l’étude de la réponse morphologique au soulèvement relatif de la Cordillère Principale par rapport à la Cordillère de la Côte, qui a entraîné le creusement des vallées qui découpent la Cordillère Principale. La présence des pédiments dans la Cordillère Principale montre que le paysage se trouve encore aujourd’hui dans un stade transitoire d’évolution morphologique à la suite du soulèvement de la chaîne. L’analyse morphométrique confirme la jeunesse des paysages de la Cordillère Principale, et la vieillesse de ceux de la Cordillère de la Côte. La distribution géographique des paramètres morphométriques (pentes, hypsométrie des bassins tributaires des principales vallées) permet de localiser la rupture morphologique entre les deux unités majeures. Elle suggère que le soulèvement de la Cordillère Principale a été accommodé par des failles inverses à fort pendage et à vergence ouest. En particulier, des mouvements anciens comme ceux d’âge Oligocène accommodés par la faille de Vicuña-San Félix ont pu initier le soulèvement relatif de la Cordillère Principale. Ces mouvements ont entraîné l’incision de la Cordillère Principale par les profondes vallées actuelles.

iv Pour dater et évaluer la vitesse de la réponse érosive au soulèvement de la chaîne, nous avons quantifié les volumes érodés dans la vallée du Rio Huasco en utilisant des méthodes de morphologie mathématique, et en s’appuyant sur l’âge de roches volcaniques déposées sur les pédiments préservés au niveau des interfluves. Ces analyses montrent que l’érosion régressive résultant du soulèvement de la Cordillère Principale a atteint la partie la plus haute de la chaîne (Cordillère Principale Orientale, à proximité de la frontière argentine) vers 8 + 2 Ma, provoquant (1) une accélération de la vitesse de dénudation depuis des valeurs comprises entre 5 et 30 m/Ma jusqu’à des valeurs comprises entre 45 et 75 m/Ma dans cette partie de la chaîne, et (2) un changement morphologique d’un paysage dominé par des pédiments actifs à un paysage dominé par l’incision des vallées. Par ailleurs, des épisodes de soulèvement ultérieurs et/ou les changements climatiques globaux ont entraîné l’apparition de conditions climatiques plus humides sur les parties sommitales de la Cordillère, qui se sont traduites par la formation de glaciers qui y ont constitué un important agent érosif. En effet, la corrélation positive entre (1) le pourcentage de relief recouvert par les glaces lors d’épisodes humides, (2) des moindres valeurs d’intégrales hypsométriques et (3) de plus forts taux d’érosion, montre que l’érosion glaciaire a joué un rôle majeur au Plio-Quaternaire. Les forts taux d’érosion calculés pour cette période, comparés à ceux calculés par d’autres auteurs dans le Désert d’Atacama où la sécheresse a minimisé la formation de glaciers, renforce cette observation. En dépit de l’accélération de l’érosion au moment de la transition Miocène- Pliocène, des surfaces de pédiment Miocènes ont été préservées jusqu’à aujourd’hui dans la Cordillère Principale, ce qui montre une forte variabilité dans la distribution géographique de l’érosion. Nous avons estimé les vitesses d’érosion moyennées sur l’ensemble d’un bassin versant en mesurant les concentrations en 10Be dans des sables d’une part, et des galets de 5 à 8 cm de diamètre d’autre part, prélevés dans le Rio Huasco et ses affluents. La période

v pour laquelle on obtient des valeurs de taux d’érosion correspond aux dernières dizaines de milliers d’années. Les concentrations en 10Be sont systématiquement plus élevées dans les sédiments fins. Les taux d’érosion calculés sont de 29 à 36 m/Ma si l’on considère les concentrations mesurées dans les sédiments fins. Ils sont plus élevés (entre 71 et 107 m/Ma) si l’on considère les concentrations mesurées dans les galets. Ces valeurs distinctes en fonction de la taille des sédiments prélevés suggèrent qu’elles correspondent à des processus d’érosion différents. Les valeurs obtenues sur les galets seraient représentatives de l’incision des vallées encaissées, tandis que les sables proviendraient en partie des surfaces plus planes des interfluves. En effet, les valeurs calculées sur les sables sont semblables aux valeurs moyennes calculées pour l’incision des vallées lors des derniers 8±2 Ma. Cette coïncidence suggère en outre que les processus d’incision de vallées ont été relativement constants au cours des derniers millions d’années, et que les vitesses d’érosion à l’échelle de quelques dizaines de milliers d’années sont représentatives des vitesses long-terme dans les systèmes fluviaux des Andes semi-arides du Chili. Pour connaître les processus d’érosion, de transport et de sédimentation dans ces vallées, nous avons réalisé une étude morpho-stratigraphique des dépôts fluvio-glaciaires des vallées des Rios Huasco et Elqui. Cette étude s’appuie sur la datation des dépôts sédimentaires par 14C, et de surfaces morphologiques à l’aide d’isotopes cosmogéniques 10Be. Elle montre que la dynamique de transfert de matière au cours des derniers 30 000 ans est contrôlée par l’érosion glaciaire et la production de sédiments glacigéniques en amont, et d’autre part par la capacité des fleuves d’exporter ces sédiments vers l’aval. Cette dynamique est fortement influencée par l’alternance des glaciations et des retraits glaciaires. L’intégration de ces résultats montre que la réponse érosive au soulèvement des Andes et la mise en place d’une dynamique paraglaciaire dans les Andes semi-arides du nord du Chili ont contrôlé la

vi dénudation de la chaîne au cours des derniers millions d’années. Elle montre en outre que cette dynamique s’est maintenue de façon relativement constante pendant cette période.

vii Resumen extendido La vertiente occidental de los Andes semiaridos chilenos (27 y 32°S) esta dividad por unidades fisiograficas: la Cordillera de la Costa y la Cordillera Principal. En este segmento estan preservadas superficies de pedimentosen los interfluvios de las cuencas vertientes que cruzan el antearco andino. Los pedimentos en la Cordillera de la Costa representan un paisaje maduro constituido por planicies, resultado de la combinación de una condición árida y tectónicamente estable durante el Neógeno. Los pedimentos en la Cordillera Principal son más altos y están fuertemente incididos por los ejes troncales de los sistemas fluviales, los cuales corresponden a cañones que alcanzan 2 km de profundidad. Sin embargo, si obviamos la incisión de los cañones y observamos solo el paisaje de los pedimentos en los interfluvios de la Cordillera Principal, este denota rasgos geomorfológicos equivalentes a las planicies de la Cordillera de la Costa. La presente tesis aborda el estudio de los modos y tiempos de respuesta geomorfológica del paisaje, que habría incidido los pedimentos, excavando los valles de la Cordillera Principal, luego de su alzamiento en relación con la Cordillera de la Costa. La presencia de los pedimentos en la Cordillera Principal indica que el paisaje se encuentra en un estado transitorio de evolución luego del alzamiento. La cuantificación de las diferencias morfométricas, en particular valores de pendientes e integrales hipsométricas de los tributarios de las principales cuencas hidrográficas, indicó diferencia en el estado de evolución del paisaje entre la Cordillera de la Costa y de la Cordillera Principal: en general un paisaje maduro en la Cordillera de la Costa y uno joven en la Cordillera Principal. La distribución de estos valores indicó la posición de la disrupción morfológica del paisaje entre estas dos unidades morfoestructurales. La posición de la disrupción sugiere que el alzamiento de la Cordillera Principal podría haber sido controlado por fallas de alto ángulo y de vergencia al oeste. En particular, movimientos tan antiguos como de edad Oligoceno de la Falla Vicuña – San

viii Félix pudieron haber iniciado el alzamiento de la Cordillera Principal en relación a la Cordillera de la Costa. Lo anterior sugiere que el estimulo generado por el alzamiento asociado a la activación de fallas, genero la respuesta erosiva y la incisión de valles en la Cordillera Principal. Para conocer los tiempos y las velocidades de respuesta erosiva ante el alzamiento de la Cordillera Principal, se calculó el volumen erosionado de los valles en la alta cordillera del Río del Huasco, mediante la aplicación de ecuaciones de morfología matemática. Edades Ar-Ar de rocas volcánicas sobre los pedimentos, permitieron estimar las tasas de erosión. La respuesta erosiva ante el alzamiento de la Cordillera Principal arribo a la alta cordillera a los 8 ± 2 Ma, provocando la aceleración de la erosión desde 5-30 m/Ma hasta 45-75 m/Ma, y el cambio de patrón geomorfológico de evolución del paisaje desde pediplanización a incisión de valles. Por otra parte pulsos de alzamiento posteriores o cambios climáticos a escala global generaron condiciones más húmedas en la alta cordillera, y con ello la activación de la erosión glacial. La correlación positiva entre el porcentaje de relieve glacial, bajos valores de las integrales hipsométricas y altos valores de tasas de erosión indicó que la excavación de cárcavas glaciales habría sido un importante agente en el modelado del paisaje de la alta cordillera de los Andes semiáridos durante el Plio-Cuaternario. Por otro lado, las altas tasas de erosión, en relación con las calculadas por otros estudios en el Desierto de Atacama, donde la escasa humedad inhibió la actividad glacial durante este mismo periodo, refuerza esta observación. La preservación de los pedimentos en los interfluvios de la Cordillera Principal sugiere una escasa erosión que contrasta con la fuerte incisión de los valles contiguos en la cuenca del Río Huasco. Se calcularon tasas de erosión por la concentración de 10Be en arena y en gravas de tamaño de clastos de entre 5 a 8 cm de diámetro. Las concentraciones en 10Be son sistemáticamente más altas en sedimentos finos. Interpretamos esta diferencia de la forma

ix siguiente: concentraciones en arena representan los valores promedio de erosión en la cuenca vertiente (29 – 36 m/Ma), mientras las concentraciones de 10Be en las gravas, que son producto de procesos de incisión en la cuenca del Río Huasco, indican valores más altos de tasas de erosión (71 – 107 m/Ma), sugiriendo que existen modos y velocidades de erosión diferentes entre los procesos de incisión de valles y aquellos que ocurren en superficies más estables de los interfluvios. La escala de tiempo involucrada en estas tasas de erosión es del orden de las últimas decenas de miles de años. Las tasas de erosión calculadas en las arenas son similares a los valores calculados para la incisión de valles durante los últimos 8 ± 2 Ma. Esto sugiere que los procesos de incisión de valles son relativamente constantes durante los últimos millones de años, y que las velocidades y modos de erosión son perceptibles a escala de decenas de miles de años en los sistemas fluviales de los Andes semiáridos. Para conocer los tiempos y modos de erosión, transporte y sedimentación que configuraron los sistemas fluviales, se realizo un estudio morfoestratigráfico de los depósitos fluvioglaciales en las cuencas de los ríos Huasco y Elqui, el que incluye la datación de depósitos sedimentarios por 14C y de superficies geomorfológicas expuestas a radiación cósmica por 10Be. Este estudio indicó que la dinámica de transferencia de materia durante los últimos treinta mil años fue controlada por la capacidad de erosión glacial y producción de sedimentos glacigénicos, y por otra parte por la capacidad de exportar estos sedimentos hacia aguas abajo de los frentes glaciales. Es esta dinámica fluvioglacial, y que está fuertemente influenciada por la alternancia de glaciaciones y desglaciaciones durante el Cuaternario, es decir por los ciclos glaciales y paraglaciales, la que controló en gran parte la erosión y configuración de los sistemas fluviales en los Andes semiáridos. Finalmente, integrando los resultados obtenidos en la tesis, ellos indicaron que fue la respuesta erosiva al alzamiento de la Cordillera Principal, y el establecimiento de la dinámica paraglacial en los Andes semiáridos las que controlaron la

x denudación de la Cordillera Principal durante los últimos millones de años y que esta se ha mantenido relativamente constante en el tiempo. La Cordillera Principal de los Andes semiáridos es un relieve transitorio en estado de adaptación geomorfológica ante un alzamiento que se habría iniciado en el Oligoceno. Las alturas de los pedimentos indican un alzamiento de dos kilómetros en relación a la Cordillera de la Costa. En respuesta se han excavado cañones de hasta dos kilómetros de profundidad, que alcanzaron la alta cordillera a los seis millones de años. La incisión se ha desarrollado a tasas de erosión de entre treinta y setenticinco metros por millón de años, valores que se han mantenido relativamente constantes durante los últimos seis millones de años. Durante este periodo la dinámica de transferencia de materia ha sido controlada por la capacidad de erosión glacial y producción de sedimentos glacigénicos, y por otra parte por la capacidad de exportarlos hacia aguas abajo de los frentes glaciales.

xi TABLA DE CONTENIDO

CAPITULO 1: INTRODUCCIÓN...... 1

1.1. MOTIVACIÓN Y PRESENTACIÓN DEL PROBLEMA ...... 1

1.2. OBJETIVOS ...... 3 1.2.1. Objetivo general...... 3 1.2.2. Objetivos específicos...... 3

1.3. METODOLOGÍAS EMPLEADAS ...... 4 1.3.1. Análisis morfométricos del relieve...... 5 1.3.1.1. Análisis de pendiente...... 7 1.3.1.2. Análisis hipsométrico ...... 8 1.3.2. Análisis del perfil del thalweg...... 11 1.3.3. Mapeo geomorfológico ...... 12 1.3.4. Calculo de tasas de erosión a diferentes escalas de tiempo ...... 14 1.3.4.1. Calculo de tasas de erosión por la función BTH ...... 16 1.3.4.2. Calculo de tasas de erosión por núclidos cosmogénicos...... 20 1.3.5. Dataciones por concentración de núclidos cosmogénicos...... 29 1.3.5.1. Datación por AMS 14C...... 30 1.3.5.2. Datación por 10Be ...... 34

CAPITULO 2: ANTECEDENTES TECTONICOS Y CLIMATICOS DE LOS ANDES SEMIÁRIDOS DEL NORTE DE CHILE ...... 37

2.1. TECTÓNICA Y OROGÉNESIS NEÓGENA DE LOS ANDES SEMIÁRIDOS...... 38 2.1.1. Cordillera de la Costa-Depresión Intermedia ...... 40 2.1.2. Cordillera Principal...... 44

2.2. CARACTERIZACIÓN Y FACTORES QUE CONTROLAN EL CLIMA SEMIÁRIDO ...... 47 2.2.1. Precipitaciones orográficas...... 50

2.3. HIDROGRAFÍA DE LOS SISTEMAS FLUVIALES ...... 53

2.4. ANTECEDENTES SOBRE EL PALEO-CLIMA DE LOS ANDES SEMIÁRIDOS ...... 57

xii CAPITULO 3: MORFOMETRÍA DEL RELIEVE EN LOS ANDES SEMIÁRIDOS DEL NORTE DE CHILE...... 63

3.1. Análisis de pendiente...... 64 3.2. Hipsometría de las cuencas...... 67

3.3. SÍNTESIS Y DISCUSIÓN DE LOS PRINCIPALES IMPLICANCIAS DEL CAPITULO ...... 72

CAPITULO 4: TASAS DE EROSIÓN EN LA CUENCA DEL RÍO HUASCO ....81

4.1. TASAS DE EROSIÓN A ESCALA TEMPORAL DE LOS MILLONES DE AÑOS ...... 83 4.1.1. Calculo de tasas de erosión en la Cordillera Principal oriental de la cuenca del Río Huasco durante los últimos 17 Ma...... 83 4.1.2. Coherencia de las tasas de erosión calculadas a escala de millones de años...... 87 4.1.3. Respuesta erosiva transitoria asociada al alzamiento de la Cordillera Principal...... 92 4.1.4. Eficiencia de la erosión glacial en la Cordillera principal oriental...... 95

4.2. TASAS DE EROSIÓN A ESCALA TEMPORAL DE LOS MILES DE AÑOS ...... 99 4.2.1. Concentración de 10Be en los sedimentos fluviales de la cuenca del Río Huasco...... 99 4.2.1.1. Variabilidad de concentración de 10Be producto de los procesos erosivos de laderas...... 103 4.2.1.2. Variabilidad de la concentración de 10Be producto del transporte en los ríos ...... 105 4.2.2. Calculo de la tasa de producción teórica de 10Be en la cuenca del Río Huasco...... 107 4.2.3. Estimación de tasas de erosión en la cuenca del Río Huasco ...... 110

4.3. COMPARACIÓN DE LAS TASAS DE EROSIÓN A CORTO, MEDIANO Y LARGO PLAZO

EN LA CUENCA DEL RÍO HUASCO ...... 112

4.3.1. COMPARACIÓN CON TASAS DE EROSIÓN A ESCALA DE DÉCADAS ...... 118

4.4. COMPARACIÓN CON TASAS DE EROSIÓN A NIVEL REGIONAL Y GLOBAL ...... 122

xiii 4.5. SÍNTESIS DE LOS PRINCIPALES IMPLICANCIAS DEL CAPITULO ...... 130 4.5.1. Síntesis de la evolución del sistema fluvial en la cuenca del Río Huasco...... 131

CAPITULO 5: EVOLUCIÓN GEOMORFOLÓGICA EN LA CUENCA DEL RÍO HUASCO DURANTE EL CUATERNARIO TARDÍO...... 135

5.1. GEOMORFOLOGÍA GLACIAL DE LA CORDILLERA PRINCIPAL ORIENTAL EN LOS

ANDES SEMIÁRIDOS ...... 137 5.1.1. Descripción de las formas glaciales en el Valle el Encierro ...... 138 5.1.2. Edades de las formas glaciales en el Valle el Encierro...... 141 5.1.1.2. Síntesis de la evolución geomorfológica del Valle el Encierro ...... 148 5.1.2. Glaciaciones y evolución geomorfológica en los Andes semiáridos ...... 149

5.2. GEOMORFOLOGÍA FLUVIAL DE LA CORDILLERA PRINCIPAL EN LOS ANDES

SEMIÁRIDOS ...... 152 5.2.1. Descripción de las formas fluviales en el Valle del Transito ...... 153 5.2.1.1. Depósitos aterrazados fluviales ...... 154 5.2.1.2. Depósitos de conos de flujos de detritos ...... 157 5.2.1.3. Depósitos de derrumbes...... 158 5.2.1.4. Depósitos Paraglaciales ...... 160 5.2.2. Edad de las formas fluviales en el Valle del Transito...... 161 5.2.3. Respuesta de los sistemas fluviales ante la desglacion del Pleistoceno Tardío – Holoceno...... 169

5.3. SINTESIS DE LA VOLUCIÓN GEOMORFOLÓGICA DE LA CUENCA DEL RÍO HUASCO

DURANTE EL CUATERNARIO TARDÍO ...... 172

5.4. INTERPRETACION DE LAS VARIACIONES CLIMATICAS EN LOS ANDES SEMIARIDOS ...... 176

CAPITULO 6: CONCLUSIONES GENERALES ...... 179

CAPITULO 7: REFERENCIAS...... 183

xiv Indice de Figuras

Figura 1.1: Mapa de distribución de las cinco grandes cuencas que cruzan el ante-arco de los Andes semiáridos y de la red de drenaje inscrita en estas cuencas. En color rojo se distinguen los tributarios de orden Strahler 2...... 6 Figura 1.2: (A) Esquema que señala los parámetros en la construcción de curvas hipsométricas. (B) Variación de la geometría de curvas hipsométricas para diferentes grados de erosión fluvial (izquierda) y glacial (derecha) de un paisaje...... 11 Figura 1.3: Mapa que muestra el área de la cartografía geomorfológica en verde, circunscrita a la cuenca del Valle del Transito en amarillo. En recuadro violeta se indica la cobertura aerofotográfica del Valle del Encierro. Se incluye la posición de las muestras para datación de materia orgánica por la concentración de 14C (puntos de color rojo) y de superficies geomorfológicas por la concentración de 10Be (puntos de color celeste)...... 15 Figura 1.4: (A) Esquema que representa la dilatación y posterior erosión de la sección trasversal de un MED considerando un ancho de valle ( ) de L pixeles. (B) Esquema que representa la función BTH con la substracción de la imagen de cierre del modelo de elevación y la del modelo original. Se considera un valor umbral (u) que elimina los artefactos generados por el ruido topográfico del modelo de elevación original. Modificado de Riquelme et al (2008)...... 17 Figura 1.5: Mapa que incluye en amarillo la zona de la cuenca del Río Huasco donde fue calculada la tasa de erosión por el método Black Top Hat. El trazo de color verde diferencia la red de drenaje de la cuenca tributaria del Valle del Carmen de la del Valle del Transito...... 18 Figura 1.6: Diseño que ilustra como los sedimentos recolectados en distintas posiciones del sistema fluvial, representan un agregado de detritos cuyo origen son las superficies (S) ubicadas aguas arriba de la recolección. La concentración (C) de núclidos cosmogénicos en las superficies depende de la producción (P), de la profundidad de absorción (Z), del decaimiento radiactivo

xv ( y de la erosión de las superficies ( ), como se describe en la ecuación 5. Si el flujo entrante de nucleidos en las superficies, iguala al flujo de salida por denudación dM/dt (kg a-1) en los sedimentos, la cuenca se encuentra en un estado isotópico estable. Dividiendo el flujo por el área de las superficies (A) y la densidad de la roca que compone la superficie, se calcula la tasa de erosión promedio para las superficies ubicadas aguas arriba del punto de recolección de sedimentos...... 26 Figura 1.7: Mapa que incluye la posición de las muestras de sedimentos fluviales recolectadas en la cuenca del Río Huasco. Las líneas rojas marcan los limites de las cuencas vertientes aguas arriba de cada punto de muestreo. En áreas coloreadas se presentan las superficies graníticas-granodioríticas de la cuenca vertiente...... 29 Figura 1.8: Curva de calibración entre los 10750 y 10400 años antes del presente (BP, del ingles Before Present). Como ejemplo de calibración se considera una de las muestras recolectadas en la cuenca del Río Huasco (HPN-120108-2), cuya edad medida es de 9260 ± 60 años BP. Luego de la corrección por la razón 13C/12C se obtiene un edad convencional de 9360 ± 60 años BP. Al considerar 2 sigmas, la calibración indica edades de entre 10720 y 10420 años BP, que es considerada como la más confiable aproximación (95% de probabilidad) a la edad del carbón contenido en la muestra...... 33 Figura 2.1: (A) Principales rasgos tectónicos y segmentación de los Andes. (B) Mapa geológico regional de los Andes semiáridos, simplificado de Sernageomin (2003). Se incluye la posición del Sistema de Falla de Atacama (SFA), de la Falla Vicuña – San Félix (FVSF) y de la Falla Baños del Toro – El Encierro (FBTE) y las divisorias de aguas de las cinco principales cuencas que cruzan el ante-arco andino...... 39 Figura 2.3: (A) Segmentación climática y los principales factores que determinan el clima en los Andes Centrales. (B) Gradiente N- S de precipitaciones en los Andes semiáridos. Las curvas de iso-precipitación

xvi (mm/años) fueron calculadas usando el método de interpolación Kriging de medidas de estaciones meteorológicas entre 1964 y 1990. Tomado de Barichivich et al. (2008). Se incluye la segmentación morfo-estructural descrita en la sección anterior...... 50 Figura 2.4: Grafico de datos pluviométricos medidos por estaciones de la Dirección General de Aguas ubicadas en las cuencas de los ríos Huasco y Elqui. (A) Promedio de precipitaciones anuales entre 1995 y el 2006 en la cuenca del Río Huasco, (B) Promedio de precipitaciones mensuales entre 1995 y el 2006 en la cuenca del Río Huasco, (C) Promedio de precipitaciones anuales en la cuenca del Río Elqui, tomados de Favier et al. (2009)...... 55 Figura 2.5: Escorrentía y carga de sedimentos en la estación fluviométrica del Río Huasco en Algodones (750 m s.n.m.)...... 58 Figura 3.1: Modelo digital de pendientes (°). Se indican los l ímites de las cuencas (líneas negras finas), los principales drenes de la red de drenaje (en rojo) y los limites de las principales unidades morfo-estructurales (líneas negras gruesas) del ante-arco de los Andes semiáridos. El modelo fue desarrollado con un modelo de elevación digital de ~90 m de resolución horizontal. Se aplico un filtro de valor medio que considera una ventana de 15 pixeles (detalles en metodología del Capitulo 1). En colores blancos se distribuyen las zonas con pendientes representativas de planicies sin incisión (<4°); en azul zonas canalizadas donde dominan los thalwegs (4-35°), y en amarillo zonas de dominios de laderas probablemente con pendientes sobre su valor critico de estabilidad (>35°)...... 66 Figura 3.2: Gráficos de la relación entre pendiente media y la altura minima (exutorio) de las cuencas tributarias de orden Strahler 2. En los gráficos se distinguen las cuencas tributarias de la Cordillera de la Costa (rombos azules), de la Cordillera Principal occidental (rombos rojos) y de la Cordillera Principal oriental (rombos verdes) de las cinco cuencas consideradas: (A) Copiapó, (B) Huasco, (C) Elqui, (D) Limarí y (E) Choapa. En líneas segmentadas se incluye

xvii el valor promedio de la pendiente considerando el conjunto de cuencas de la Cordillera de la Costa, Cordillera Principal occidental y Cordillera Principal oriental...... 68 Figura 3.3: Curvas hipsométricas de las cinco cuencas consideradas y de sus cuencas tributarias de orden Strahler 2. De norte a sur las cuencas consideradas son: (A) cuenca del Río Copiapó, (B) cuenca del Río Huasco, (C) cuenca del Río Elqui, (D) cuenca del Río Limarí y (E) cuenca del Río Choapa. De izquierda a derecha se presenta para cada cuenca: curva e integral hipsométrica, curvas hipsométricas de tributarios de orden Strahler 2, promedio de las curvas hipsométricas de los tributarios. Se distinguen las curvas de la Cordillera de la Costa (curvas azules), Cordillera Principal occidental (curvas rojas) y Cordillera Principal oriental (curvas verdes)...... 71 Figura 3.4: (A) Mapa de distribución de las cuencas tributarias de orden Strahler 2 de las cinco cuencas que cruzan el ante-arco de los Andes semiáridos. El valor de la integral hipsométrica se expresa en tonos verdes y azules. Se incluye las principales unidades morfo-estructurales: Cordillera de la Costa, Cordillera Principal occidental y Cordillera Principal oriental. (B) Gráficos que relacionan los valores de la integral hipsométrica con respecto a la altura minima (exutorio) de las cuencas de orden Strahler 2. En los gráficos se distinguen las cuencas tributarias de la Cordillera de la Costa (rombos azules), de la Cordillera Principal occidental (rombos rojos) y de la Cordillera Principal oriental (rombos verdes) de las cinco cuencas consideradas. Las líneas horizontales representan el promedio de los valores de la integral hipsométrica para cada unidad morfoestructural. La curva negra revela la parábola trazada con la distribución de los valores de la integral hipsométrica con respecto a la altura y la línea segmentada vertical marca el vértice de la parábola y su altura...... 73 Figure 3.5: Perfiles topográficos que indican la altitud minima, media y máxima para un franja longitudinal de 145 km de ancho, que circunscribe la cuenca del

xviii Río Huasco. La altitud minima (línea gris inferior) indica el thalweg de los valles troncales de la cuenca. Con respecto a la altura media (línea negra), el thalweg está incidido menos de 1 km en la Cordillera de la Costa, y hasta ~2 km en la Cordillera Principal. La altitud media corresponde a las superficies de pedimentos colgadas en los interfluvios (ver figura 4.2, Capítulo 4). Mientras que en la Cordillera de la Costa el Pediplano de Atacama está a solo 1.000 m s.n.m., los relictos de pedimentos en los interfluvios de la Cordillera Principal, varían entre 3.000 ± 500 m s.n.m. para la Cordillera Principal occidental y 4.000 m s.n.m. para la Cordillera Principal oriental. La diferencia de altitud entre los pedimentos de la Cordillera de la Costa y de la Cordillera Principal sugiere una disrupción de altitud de más de 2.000 m de altitud. La altitud máxima está representada por la línea gris superior. En línea roja se incluye la posición de la Falla Vicuña – San Félix la que aproximadamente coincide con la disrupción de altitud...... 75 Figura 3.6: (A) Curvas hipsométricas de las cuencas fluvio-glaciales de la cuenca del Río Huasco. (B) Grafico que relaciona el valor de la integral hipsométrica y el porcentaje de relieve glacial. En color negro la curva de tendencia representa la relación inversa entre el valor de la integral hipsométrica y el porcentaje de relieve glacial. Para ambos gráficos, en rojo se indican las cuencas con un porcentaje de relieve glacial inferior a 70% y en verde las que poseen más de un 70% de relieve glacial. Las curvas son cóncavas y los valores de la integral hipsométrica son menores en las cuencas con más de un 70% de relieve glacial...... 79 Figura 3.7: Perfiles topográficos longitudinales a la Cordillera Principal. Se incluyen la variación longitudinal de la altitud minima (línea roja), media (línea azul) y máxima (línea verde). Notar la disminución de la altitud máxima de la Cordillera Principal entre los 30°30’ y 31°45’ Lat. Sur, que determina un escaso relieve sobre la Altitud de la Línea de Equilibrio (ALE) glacial (modificada de

xix Lliboutry, 1956 por Pepin et al., en prensa). Figura modificada de Pepin et al. (en prensa)...... 79 Figura 4.1: Modelo de elevación digital mostrando las principales unidades morfoestructurales de los Andes semiáridos. Las líneas negras marcan los límites de las principales cuencas hidrográficas. Las líneas segmentadas representan la traza de principales fallas (SERNAGEOMIN, 2003): Falla Santa Juana (SJ), Falla Vicuña – San Félix (VSF) y Falla Baños del Toro (BdelT). El cuadrángulo indica la zona donde se calcularon las tasas de erosión y que se amplia en la Figura 4.4A...... 84 Figura 4.2: Histograma de distribución de la altitud en la Cordillera Principal Oriental en la cuenca del Río Huasco. La mayor frecuencia de altitudes (~ 4 km s.n.m.), y consecuentemente el porcentaje máximo de área de la cuenca, se asocia a pedimentos Neógenos preservados en los interfluvios de los sistemas fluviales. Intervalos de altura coloreados rojo, verde y azul, indican el rango de altitud de los pedimentos Los Ríos (LR), Azufrera-Torta (AT) y Frontera-Deidad (FD), respectivamente (Bissig et al., 2002; Aguilar et al., en preparación)...... 85 Figure 4.3: (A) Imagen Google Earth de la cuenca del Río Potrerillos (29°30’S- 70°W; ~4000 m s.n.m.), mostrando el paisaje dominad o por restos de pedimentos en los interfluvios, incididos por la erosión fluvio-glacial. (B) Fotografía que indica dos niveles de superficies de pedimentos (PS) asignados a Azufrera-Torta y Frontera-Deidad. (C) Fotografías de ignimbritas sobre una superficie de pedimentos asignada a Los Ríos (3,8 km s.n.m.)...... 85 Figura 4.4: (A) Mapa geomorfológico esquemático de las seis cuencas donde se calcularon las tasas de erosión con el método black top hat: Tres Quebrada (TQ), Potrerillos (PO), Apolinario (AP), Sancarron (SA), El Medio (EM) y Primero (PR). Las zonas coloreadas en verde muestran la distribución de los pedimentos en los interfluvios del sistema fluvial: (1) Los Ríos, (2) Azufrera- Torta y (3) Frontera-Deidad. En el mapa se indica el thalweg de los valles (4), los knick point (5) y los circos glaciales (6). (B) Acercamiento al mapa

xx geomorfológico mostrando la cuenca del Río Potrerillos. El rectángulo amarillo de la Figura A indica la ubicación. (C) Perfil topográfico donde se indican la extensión y altitud de los pedimentos y se esquematiza la reconstrucción de los pedimentos indicando el área excavada por los valles. La línea segmentada amarilla de la Figura B indica la traza del perfil...... 87 Figure 4.5: Imágenes de la incisión vertical que afecta a la superficie de pedimentos Los Ríos (6 - 10 Ma) y de los perfiles longitudinales del thalweg para cada cuenca: (A) Tres Quebradas, (B) Primero, (C) Apolinario, (D) Sancarron, (E) El Medio y (F) Potrerillos. Las imágenes de incisión fueron construidas usando la función black top hat. Se incluye la ubicación de los circos glaciales en líneas negras y la posición de los knick point con estrellas. En los perfiles del thalweg se indica la posición de los knick point, y el valor de la pendiente...... 90 Figura 4.6: Grafico que relaciona valores de tasas de erosión con el área de la cuenca. Se presentan los valores de tasas de erosión calculadas con la función Black Top Hat BTH y otras tasas de erosión estimadas por núclidos cosmogénicos (CRN) en cuencas de los Andes (Lluta Valley, Kober et al., 2009; Beni Valley, Safran et al., 2005) y en otras regiones montañosas: en los Alpes (Wittmann et al., 2009), en el Estado de Washington en USA (Belmont et al., 2007), en el Himalaya (Vance et al., 2003), en Sri Lanka (Von Blanckenburg et al., 2004) y en el Estado de Aidaho en USA (Kirchner et al., 2001). En asteriscos rojos se presentan los valores tasa de erosión calculada por la cuantificación del volumen de sedimentos transportados por el río durante las ultimas décadas en los Andes semiáridos (SY; Pepin et al., en prensa)...... 91 Figura 4.7: Mapas de ubicación de las muestras recolectadas de sedimentos fluviales en la cuenca del Río Huasco: A. Gravas y B. arena. En los mapas se indica la concentración de 10Be en los sedimentos fluviales. Se incluye la zona de knick resultado de la incisión del río en el escarpe que separa la Cordillera de la Costa de la Cordillera Principal...... 101

xxi Figura 4.8: Mapas que incluyen la posición de las muestras recolectadas de sedimentos fluviales en la cuenca del Río Huasco. Las áreas coloreadas representan las superficies graníticas ubicadas aguas arriba de cada uno de los puntos de recolección. Los gráficos representan histogramas para cada una de las superficies indicando la distribución de la altitud. En verde se distingue la red de drenaje del Valle del Carmen del resto de la red de drenaje de la cuenca del Río Huasco en azul...... 108 Figura 4.9: Distribución de las tasas de erosión calculadas según la concentración de 10Be en los sedimentos fluviales. A. Mapa de la cuenca del Río Huasco. 2. Perfiles E-W que indican altitud máxima, el promedio y la minima altitud del cuadrángulo en el que está circunscrita la cuenca del Río Huasco. Se distingue la posición del muestreo de sedimentos fluviales aguas arriba y abajo de la zona de Knick...... 114 Figura 4.10: Grafico que relaciona la velocidad y la escala de tiempo involucrada en las tasas de erosión en la cuenca del Río Huasco. En tonos azules se indican los rangos de las tasas de erosión calculadas a escala de millones de años con la extracción del volumen erosionado de los valles. En tono oscuro se indican las tasas de erosión durante los últimos 6 Ma y en tono más claro las tasas de erosión del Mioceno (15-10 Ma). En tonos rojos se indican los rangos de tasas de erosión calculadas por la concentración de 10Be en los sedimentos fluviales. En tono oscuro se indican las tasas de erosión calculadas en las gravas, mientras que en tono más claro se señala el intervalo de tasas de erosión calculadas en la arena. En verde se indica el rango de tasas de erosión calculados por la cuantificación del volumen de sedimentos transportados por el río durante las ultimas décadas (Pepin et al., en prensa). El valor mínimo de este intervalo representa la tasa de erosión calculada al normalizar el flujo de sedimentos por toda el área de la cuenca vertiente, mientras que el máximo valor se calculó considerando la normalización por el área de los tributarios glacio-fluviales de la Cordillera Principal oriental...... 115

xxii Figura 4.11: Escorrentía y carga de sedimentos en la estación fluviométrica del Río Huasco en Algodones (750 m s.n.m.)...... 121 Figura 4.12: Modelo de elevación digital de la cuenca del Río Huasco donde se indica la posición de la estación hídrica Algodones (600 msnm), los limites del área de la cuenca que se encuentra sobre los 3000 msnm (en azul) y del área de las cuencas tributarias fluvio-glaciales (en rojo)...... 122 Figura 4.13: Comparación de tasas de erosión a escala global considerando las tasas de precipitaciones medias anuales (A) y las temperaturas medias anuales para cada localidad. Se presentan solo valores de tasas de erosión a escala de miles de años calculadas mediante la concentración de núclidos cosmogénicos. La compilación de tasas de erosión fue tomada de von Blanckenburg et al. (2004). La compilación original presenta valores de Puerto Rico [Brown et al., 1995; Riebe et al.,2003], Bega Valley [Heimsath et al., 2000], Sierra Nevada, California (Antelope Lake, Adams Peak, Fort Sage, Grizzly Dome, Fall River, Sunday Peak, and Nichols Peak) [Riebe et al., 2000; recalculado de acuerdo a Riebe et al., 2003], southern Israel [Clapp et al., 2000], Europa Central (Regen and Loire/Allier) [Schaller, 2001; revisado por Schaller et al., 2002], Namibia [Bierman and Caffee, 2001], Frogs Hollow [Heimsath et al., 2001], Smoky Mountains [Matmon et al., 2003], Santa Rosa Mountains, Nevada [Riebe et al., 2004], Sri Lanka [Hewawasam et al., 2003; Von Blanckenburg et al., 2004]. Se incluyen valores de tasas de erosión para la vertiente oriental de los Andes Tropicales (14-17°S; Safran et al., 2005) y para la vertiente occidental de los Andes en la cuenca del Río Lluta (18°S; Kober et al ., 2009) y los nuevos valores aportados para la cuenca del Río Huasco (29°S)...... 125 Figura 4.14: Tasas de erosión a escala de décadas en cuencas de la vertiente occidental de los Andes de Chile. Se diferencian tres segmentos: Desierto de Atacama, Andes semiáridos y el Centro – Sur de Chile. En rojo se indica la tasa de erosión de la cuenca del Río Huasco a escala de décadas (datos de entre

xxiii los años 1994 y 2006). Datos de la Dirección General de Aguas – Chile, tomados de Pepin et al. (en prensa)...... 126 Figura 4.15: Comparación de tasas de erosión a escala global considerando el rango de la pendiente (m/m) para cada localidad. Se presentan solo valores de tasas de erosión a escala de miles de años calculadas mediante la concentración de núclidos cosmogénicos. La compilación de tasas de erosión fue tomada de Von Blanckenburg et al. (2004) que presenta valores de Puerto Rico [Brown et al., 1995; Riebe et al.,2003], Sierra Nevada, California (Antelope Lake, Adams Peak, Fort Sage, Grizzly Dome, Fall River, Sunday Peak, and Nichols Peak) [Riebe et al., 2000; recalculado de acuerdo a Riebe et al., 2003], Desierto de Nahal Yael (Southern Israel; Clapp et al., 2000], Europa Central (Regen and Loire/Allier) [Schaller, 2001; revisado por Schaller et al., 2002], Namibia [Bierman and Caffee, 2001], Sri Lanka [Hewawasam et al., 2003; Von Blanckenburg et al., 2004]. Las tasas de erosión de Sierra Nevada están separadas en dos grupos (Riebe et al., 2000): 1. Cuencas localizadas cerca de evidencias de cambio de nivel de base. 2. Cuencas localizadas lejos de la influencia de cambios recientes de nivel de base. Se incluye el rango de los valores de tasa de erosión aportados por las muestras de sedimentos en la cuenca del Río Huasco...... 128 Figura 4.16: Compilación de tasas de erosión calculadas por la concentración núclidos cosmogénicos en sedimentos fluviales de cuencas ubicadas en diferentes orogenos activos. La compilación de los datos de México, Nueva Zelanda, Alpes de Europa e Himalaya (Ramírez-Herraera et al., 2002; Riebe et al., 2003; Vance et al., 2002; Von Blanckenburg et al., 2004) fue realizada por Von Blanckenburg et al. (2004). En la compilación original, se incluyeron los datos de cuencas Andinas: cuencas de los ríos Huasco, Lluta (Kober et al., 2009) y Beni (Safran et al., 2005)...... 129 Figura 4.17: Ilustración esquemática que sugiere la evolución geomorfológica del antearco a la latitud del Valle del Huasco. A. Oligoceno – Mioceno Superior:

xxiv Diferenciación inicial entre Cordillera Principal y Cordillera de la Costa. Incisión de valles en el antearco. B. Mioceno Medio – Superior: Depositación de las Gravas de Atacama que luego de la aridización del clima fueron selladas por el Pediplano de Atacama. Formación de un escarpe y alzamiento de pedimentos resultado del solevantamiento de la Cordillera Principal. Se inicia la erosión regresiva en el escarpe de la Cordillera Principal occidental, mientras en la Cordillera Principal oriental siguen aconteciendo mecanismos de pedimentación. C. Plioceno – Cuaternario: Comienza la erosión glacial producto de la influencia de masas de aire húmedas (weterlies) que llegan a la Cordillera Principal oriental. La erosión regresiva alcanza la Cordillera Principal oriental. La erosión fluvial y glacial generan valles que inciden las superficies de pedimentos alzadas y las dejan colgadas en los interfluvios de la cuenca..... 132 Figura 5.1: Modelo de elevación digital de la cuenca del Río Huasco donde se presenta la segmentación morfoestructural del antearco en estas latitudes. Las líneas negras continuas marcan los límites de las principales cuencas hidrográficas. Las líneas segmentadas gruesas representan la traza de principales fallas (SERNAGEOMIN, 2003): Falla Santa Juana (SJ), Falla Vicuña – San Félix (VSF) y Falla Baños del Toro (BdelT). Las líneas segmentadas finas representan la traza de dos sistemas de fallas locales: Falle Quebrada Pinte (QP) y Falla El Encierro (EE). El cuadrángulo indica la posición del Valle el Encierro y que se amplia en la Figura 5.2. En rojo se señala la posición del frente glacial en el Valle el Encierro...... 136 Figura 5.3: Fotografías de geoformas glaciales y paraglaciales del Valle el Encierro. A. En verde y azul se indica la cresta de la morrena lateral del vallum 2 y 3 respectivamente y se muestra la posición relativa de las morrenas de los vallums 4 y 5. También se indica la posición de las muestras recolectadas. B. Verrou y morrenas del vallum 5. C. Acercamiento a la superficie aborregada y estriada del verrou del vallum 5. (D, E y F) Diferentes geoformas paraglaciales presentes en el Valle el Encierro: (D) Escombros de laderas y terrazas

xxv paraglaciales; (E) Glaciar de roca de protalud y (F) glaciar de roca en forma de lengua ubicado en el circo de la cabecera del Valle el Encierro...... 143 Figura 5.4: Grafico que muestra la distribución de las edades de expocicion 10Be de bloques de morrenas y superficies de verrou (HPL31) del Valle el Encierro. El grafico combina edades obtenidas en este trabajo (prefijo HPL) con las presentadas por Zech et al., (2006) (Prefijo Ee). Las edades se presentan en el orden morfo-estratigrafico prediseñado antes de la obtención de las edades. Columnas verdes, azules y amarillas indican las edades de las muestras del vallum 2, vallum 3 y vallum 5 respectivamente. En cada una de las columnas se presenta una barra de error que representa la desviación estandart de las mediciones de 10Be en el espectrometro de masa por aceleración...... 147 Figura 5.5: Esquema que sintetiza la extencion aguas abajo de la cabecera del valle y la edad de la cobertura de hielo en el Valle del Encierro durante los ultimos 30 mil años. En los picos de máxima extensión de hielo se indica el número de cada vallum de morrenas y la posición del verrou que marca la definitiva desglaciacion del valle aguas abajo. De acuerdo a las observaciones geomorfologicas realizadas, el valle presenta un periodo de depositación, acentamiento y removilizacion de morrenas entre los 30 y 12 ka, asociado a un clima relativamente más humedo en relacion a los ultimos 12 ka, cuando las morrenas se habrian estabilizado geomorfologicamente...... 148 Figura 5.6: Mapa geomorfologico de los depósitos sedimentarios del Valle del Transito...... 155 Figura 5.7: Fotografías de terrazas fluviales en la Cordillera Principal occidental...... 156 Figura 5.8: Fotografías de conos aluviales en la Cordillera Principal occidental. Se observa un patrón telescópico compuesto por tres generaciones de flujos de detritos...... 158 Figura 5.9: Fotografías de un deposito de derrumbe (A) y un depósito lacustre asociado a la obstrucción del sistema fluvial (B)...... 159

xxvi Figura 5.10: Columna estratigráfica y fotografías de terrazas paraglaciales: 1. arcillas verduscas. 2 limos blanquecinos. 3. arenas violetas. 4 arenas amarillentas. 5. conglomerados. 6 flujos de detritos. 7. bioturvaciones. 8. estratificación cruzada. 9. ondulaciones y pliegues. 10 capas de limonitas. 11. capas de carbón...... 163 Figura 5.13: Grafico que ilustra la variación de las precipitaciones en la alta cordillera de los Andes semiaridos durante los ultimos 30 ka. En estrellas rojas, se incluyen los valores de tasa de precipitación a los 2500 msnm, que representan estimaciones relativas y aproximadas mediente la reconstrucción de la paleoaltitud de la linea de equilibrio glacial para los avances asociadoa a los vallum morrenicos 2 y 5 en el valle el Encierro (Lohse, 2010). Ademas se incluye la actual tasa de precipitación a los 2500 msnm (DGA, 2007)...... 177

xxvii Indice de tablas

Tabla 2.1: Resumen de las principales características paleo-climáticas de la ladera oeste de los Andes Centrales, durante el Pleistoceno tardío – Holoceno...... 60 Tabla 3.1: Valor promedio de la pendiente y porcentaje de área de las cuencas tributarias de orden Strahler 2 en tres rangos de valor de pendiente, que representan: planicies sin incisión (<4°), dominios de thalwegs (4-35°) y laderas proclives a colapsos (>35°). Las cuencas son separa das considerando la unidad morfo-estructural donde se ubica: Cordillera de la Costa, Cordillera Principal occidental y Cordillera Principal oriental. Ver Apéndice 1 para detalles de la morfometría de cada cuenca tributaria...... 67 Tabla 3.2: Rango, promedio (prom) y desviación estándar (stdv) de las integrales hipsométricas de las cuencas tributarias de orden Strahler 2 en la Cordillera de la Costa, Cordillera Principal occidental y Cordillera Principal oriental. Se indica el número de cuencas tributarias en cada unidad morfo- estructural. Ver Apéndice 1 para detalles de la morfometría de cada cuenca tributaria...... 70 Tabla 4.1: Valores para la erosión de los pedimentos Los Ríos (10-6 Ma), Azufrera-Torta (14-12.5 Ma) y Frontera-Deidad (17-15 Ma), calculadas usando la función black top hat en una cuenca tributaria de orden Strahler 2 (cuenca del Río Potrerillos, ver ubicación y contexto geomorfológico en Fig. 4.4B), localizada en la Cordillera Principal oriental de la cuenca del Río Huasco...... 88 Tabla 4.2: Valores para la erosión de los pedimentos Los Ríos (10-6 Ma), calculadas usando la función black top hat en seis cuencas de orden Strahler 2 localizadas en la Cordillera Principal oriental de la cuenca del Río Huasco (ver ubicación y contexto geomorfológico en Fig. 4.1B)...... 89 Tabla 4.3: Valores de tasas de erosión a escala de millones de años calculadas para la vertiente occidental de los Andes Centrales entre los 18°S y 29°S. La

xxviii tabla incluye la bibliografía, el método utilizado y el periodo de tiempo que involucra la tasa de erosión calculada...... 97 Tabla 4.4: Tabla que indica la posición de los puntos de recolección de muestras y la concentración de 10Be en los sedimentos fluviales recolectados en la cuenca del Río Huasco. Las muestras están ordenadas desde aguas arriba hacia aguas abajo. Con asteriscos se indican las muestras de sedimento tamaño arena...... 102 Tabla 4.5: Tabla que indica el área de la cuenca aguas arriba de cada punto de muestreo, el área de las superficies graníticas circunscritas a la cuenca, las altitud promedio y su desviación estándar, y las tasas de producción de 10Be en las superficies. Las muestras están ordenadas desde aguas arriba hacia aguas abajo. La producción fue calculada considerando una tasa de producción de 4,5 at*g-1*a-1 a nivel del mar y en latitudes altas...... 110 Tabla 4.6: Resultados de medición de la concentración de 10Be y estimación de las tasas de erosión en muestras de sedimentos fluviales recolectadas a lo largo de la cuenca del Río Huasco. La tabla agrupa las muestras en relación al diámetro del sedimento. El error de las tasas de erosión trasciende desde la incertidumbre analítica en la medida de la concertación de 10Be y no son asociados a factores geológicos. Los errores que se derivan de factores geológicos no están expresados, ya que los valores asumen los supuestos que permiten la utilización de este método y que se describen en la metodología (sección 1.4.4). La tasas de erosión fueron calculadas considerando una tasa de producción de 4,5 at*g-1*a-1 a nivel del mar y en latitudes altas...... 111 Tabla 5.1: Datos de muestras recolectadas en el Valle el Encierro. Se muestra la ubicación geografica y morfoestratigráfica de las muestras, el factor de sombra de la topografia circundante, la concentración de 10Be y la desviación estandar de la medición en el espectrometro de masa por aceleración. La edad de expocicion fue calculada según la concentración de 10Be y según una tasa de producción de 4,5 at*g-1*a-1 (Balco et al., 2008; Nishiizumi et al., 2007). La

xxix edad incluye la incertidumbre dada por la desviación estandar de la medicion AMS. La tabla combina edades obtenidas en este trabajo (prefijo HPL) con edades recalculadas de Zech et al. (2006) (Prefijo EE). Con asterisco se presentan las edades calculadas previamente por Zech et al. (2006) según una tasa de producción de 5,25 at*g-1*a-1 (Desilets y Zedra, 2003). Las edades se presentan en el orden morfo-estratigrafico prediseñado antes de la obtención de las edades y se agrupan en: vallum 2, vallum 3 y vallum 5...... 147 Tabla 5.2: Datos de las muestras de restos de materia orgánica recolectadas en los depósitos sedimentarios del Valle el Transito. Se indica la ubicación geográfica y geomorfológica de la muestra. La edad medida es calculada considerando la concentración de 14C en las muestras y una vida media del 14C de 5568 años (Libby half-life; Libby, 1949). La edad incluye la incertidumbre dada por la desviación estándar de la medición AMS. La edad convencional 14C es el resultado de la corrección de la edad medida por la razón 13C/12C (-‰). En base a curvas de calibración construidas con la variación de la producción de 14C en la atmosfera se obtiene la edad calibrada. Se indica la edad calibrada central que considera la intersección de la edad convencional con la curva de calibración y el rango de edad calibrada que representa la intersección de la edad convencional ± 2 sigmas. El rango de edad calibrada ± 2 sigmas tiene una probabilidad del 98% de certeza y es la mejor estimación de la edad de la materia orgánica contenida en los depósitos sedimentarios...... 167

xxx APÉNDICES

Apéndice 1

Datos morfométricos de 378 cuencas de orden jerárquico 2 (Strahler, 1952) de las principales cuencas hidrográficas de los Andes semiáridos: Copiapó, Huasco, Elqui, Limarí y Choapa.

Apéndice 2: Descripción de figuras y tablas en lengua francesa.

Apéndice 3: Articulos

3.1. Articulo sometido a la revista Earth Surface Processes and Landforms en el que se calcularon tasas de erosión para los últimos 17 Ma en cuencas fluvio-glaciales de la Cuenca del Río Huasco: : Erosion rates variability on landscape’s transience state in the semiarid Chilean Andes.

3.2. Articulo sometido a la revista Quaternary Research que concierne a la evolución fluvial y glacial Holocena en la Alta Cordillera de la cuenca del Río Elqui: Late Pleistocene–Early Holocene paraglacial and fluvial sediment history in the Turbio valley, semiarid Chilean Andes.

xxxi PREFACIO

La tesis que se desarrolla a continuación pretende ser un aporte al conocimiento en cuanto a la compleja articulación entre la tectónica, el clima y los procesos de transferencia de materia al interior de cuencas vertientes en orógenos activos. El caso de estudio se ubica en los Andes semiáridos del Norte de Chile, concentrandose particularmente en el Valle del Huasco, donde las características climáticas, paleo-climáticas y tectónicas permiten analizar esta interacción a diferentes escalas de tiempo. El texto se desarrolla en seis secciones que se suceden desde observaciones de mayor a menor escala temporal. Así los capítulos de la tesis están distribuidos de la siguiente manera:

Capitulo 1: sección donde se presentan los problemas que motivan el estudio de los mecanismos de transferencia al interior de las cuencas vertientes de los Andes semiáridos y la evolución neógena-cuaternaria del paisaje circunscrito a las cuencas. En este capitulo se enumeran los objetivos de la tesis y la metodología empleada para lograrlos. Capitulo 2: sección donde se analiza el actual estado del conocimiento de la evolución tectónica y climática de los Andes semiáridos durante el Neógeno- Cuaternario. Esta caracterización es fundamental para interpretar los mecanismos y velocidades de transferencia de materia en distintos segmentos morfo-estructurales y climáticos de los Andes semiáridos. Se hace énfasis en la descripción de los antecedentes sobre la variabilidad climática durante el Cuaternario tardío y la actual condición climática e hídrica de los sistemas fluviales. Capitulo 3: sección donde se analiza la morfométria del paisaje de los Andes semiáridos, con la utilización de los siguientes marcadores tridimensionales tales como la pendiente y la hipsometría de las cuencas vertientes. Este análisis se realiza a una amplia escala espacial, de modo de resaltar las variaciones

xxxii morfo-estructurales y morfo-climáticas de los Andes semiáridos, y ver como estas determinan las variaciones en la erosión y en la evolución geomorfológica del paisaje. Fruto de este análisis a gran escala, se selecciono una cuenca que atraviesa todas las unidades morfo-estructurales y que considera un fuerte gradiente climático, desde la alta Cordillera Andina hasta el Océano Pacífico; se trata de la cuenca del Río Huasco, donde se concentraron los estudios específicos de los modos y velocidades de transferencia de materia en superficie. Capitulo 4: sección donde se calculan las tasas de erosión promedio a diferentes escalas de tiempo y espacio en la cuenca del Río Huasco. Para el cálculo de las tasas de erosión se utilizan métodos morfométricos y dataciones de las superficies geomorfológicas. Son dos las escalas de tiempo utilizadas en este trabajo: (1) la escala de los millones de años, relacionando el volumen que representan los valles excavados por los sistemas fluviales y dataciones Ar-Ar ya publicadas de rocas volcánicas que marcan secuencias de superficies geomorfológicas formadas previamente a la incisión de los valles. (2) La escala de los miles de años, mediante la medición de la concentración de núclidos cosmogénicos en sedimentos fluviales recientes, que indican el tiempo de exposición de superficies geomorfológicas a la radiación cósmica, y que depende de la velocidad en que estas superficies se erosionan. Capitulo 5: sección donde se realiza la caracterización de los procesos de erosión, transporte y sedimentación involucrados en la transferencia de materia al interior de los sistemas fluviales. Esta caracterización considera un análisis morfo-estratigráfico de las sucesiones sedimentarias reconocidas a partir de un mapeo geomorfológico escala 1:50.000, de la cuenca del Río Huasco. En particular se describen las relaciones estratigráficas entre depósitos aluviales, fluviales y glaciales, considerando diferentes asociaciones de depósitos en cada segmento del thalweg principal de dicho río en la Cordillera Principal. La estratigrafía incluye la datación de los depósitos fluviales mediante edades 14C

xxxiii y de las superficies glaciales mediante edades de de exposición 10Be. Los depósitos estudiados son del Cuaternario tardío, por lo que la escala de tiempo que involucra esta descripción es del orden de miles a una decena de miles de años. Capitulo 6: sección donde se exponen las conclusiones de la tesis en relacion a la discusión de los resultados expuetos en cada capitulo. Son dos los alcances de la discusión de los resultados: (1) en términos de la evolución neógena del paisaje de los Andes semiáridos y su relación con las variaciones de los mecanismos y velocidades de transferencia de materia. (2) en términos de cómo se deben interpretar las velocidades de transferencia de materia a distintas escalas de tiempo y espacio, en función de la interacción entre factores climáticos y tectónicos que controlan la evolución del paisaje.

En el contexto de la convención de co-tutela firmada entre la Universidad Católica del Norte (Antofagasta-Chile) y la Universite de Toulouse Paul Sabatier (Toulouse-Francia), el texto fue escrito en lengua castellana. Sin embargo, para facilitar la lectura de académicos, investigadores y estudiantes de ciencias de la tierra franco-parlantes, se incluye en frances un resumen extendido y la descripción de cada una de las figuras (Apéndice 3). Por otra parte en los apéndices adjuntos, se incluyen dos artículos sometidos a revistas científicas indexadas, escritos en ingles y que abordan gran parte de los resultados y discusiones que se desarrollan en el texto principal.

xxxiv CAPITULO 1: INTRODUCCIÓN

1.1. Motivación y presentación del problema

La Cordillera de los Andes es un relieve generado en el contexto de subducción de la placa oceánica de Nazca bajo la placa continental Sudamericana, y resulta en acortamiento cortical y la formación de un arco volcano-magmático durante el Cenozoico (Coira et al., 1982). Numerosos estudios contribuyen al conocimiento sobre la caracterización de los procesos constructivos del relieve andino (e.g. Oncken el al, 2006), así como de las condiciones climáticas de los Andes durante el Neógeno-Cuaternario (e.g. Dunai et al., 2005). Sin embargo, la dinámica de transferencia de materia al interior de los sistemas fluviales que atraviesan los Andes, y el impacto en esta de los factores tectónicos y climáticos, han sido escasamente estudiados. Por otra parte, tampoco se conocen las velocidades a las que esta transferencia se desarrolla. En los últimos 20 años se ha instaurado el consenso que los relieves de montaña son a la vez el resultado de los factores tectónicos y climáticos, y de su interacción (e.g. Molnar y England, 1990). Esta interacción puede ser monitoreada a distintas escalas de tiempo y espacio, por las velocidades a las que se transforma el paisaje montañoso, producto de la erosión y sedimentación. Así, a escala global, las tasas de erosión continentales y de sedimentación en los fondos oceánicos, se aceleraron hace aproximadamente 4 Ma, lo que ha sido asociado a un cambio climático global (Peizhen et al., 2001; Zhang et al., 2001; Molnar, 2004). Por otra parte, las mayores tasas de erosión continental y sedimentación en los exutorios de los grandes sistemas fluviales

1 del planeta, se dan allí donde hay orógenos tectónicamente activos (Summerfield y Hulton, 1994). En la vertiente occidental de los Andes, las unidades básicas del relieve son las cuencas hidrográficas que nacen desde la alta cordillera y desembocan en el Océano Pacifico. Variaciones climáticas y tectónicas latitudinales han generado un fuerte contraste latitudinal del relieve de estas cuencas. Mientras en la región lluviosa de los Andes del Centro-Sur de Chile el sistema fluvial está bien desarrollado y jerarquizado, en el Desierto de Atacama del Norte de Chile está escasamente desarrollado, y el relieve se compone fundamentalmente de extensas peneplanicies. El contraste latitudinal del relieve podría estar controlado fundamentalmente por la transición desde un clima templado meridional por el sur, con mayor degradación del relieve, a un clima árido por el norte, con una excepcional preservación de las formas maduras del relieve (e.g. Montgomery et al., 2001). Para estudiar los mecanismos de transferencia de materia al interior de las cuencas hidrográficas resulta ideal contar con características de ambos sectores: por un lado, un sistema fluvial vigoroso y bien desarrollado, que evidencie los mecanismos que dieron forma al relieve, pero a su vez, la preservación de las formas del relieve es fundamental para conocer los mecanismos más antiguos en su evolución. Ubicado en la zona de transición entre una condición climática árida a hiper-árida subtropical por el norte, propia del Desierto de Atacama, a templada de latitudes medias hacia el sur, los Andes semiáridos (27° - 32° Lat. Sur) combinan la presencia de sistemas fluviales bien desarrollados y jerarquizados, junto con la preservación de geoformas que registran su evolución a diferentes escalas de tiempo. Luego de una caracterización morfométrica regional de los sistemas fluviales de los Andes semiáridos, la presente tesis se enfoca en el estudio de la transferencia de materia al interior de la cuenca del Río Huasco (29° Lat. Sur), uno de las principales cuencas vert ientes de los Andes semiáridos. El estudio pone énfasis en la distribución, velocidades y

2 caracterización de los procesos involucrados en la erosión, transporte y sedimentación al interior de la cuenca y a distintas escalas de tiempo. Cabe señalar que esta tesis además contribuye al estudio geomorfológico- hidrogeológico de la Cuenca del Río Huasco, cuyo objetivo es caracterizar y cuantificar sus recursos hídricos, aspecto fundamental, dada su vulnerabilidad ante un escenario de mayor consumo hídrico y cambio climático.

1.2. Objetivos

1.2.1. Objetivo general

El objetivo de esta tesis es establecer la dinámica de transferencia de materia al interior de los sistemas fluviales de los Andes semiáridos, precisando los mecanismos y las velocidades de esta dinámica e indicando los factores que la controlan. (L'objectif de cette thèse est d’établir la dynamique de transfert de matériel à l'intérieur des systèmes fluviaux des Andes semiarides, de préciser les mécanismes et la vitesse de cette dynamique et d’indiquer les facteurs qui la contrôlent).

1.2.2. Objetivos específicos

• Presentar una síntesis de parámetros del relieve que permitan la observación y cuantificación de las variaciones morfológicas de las cuencas hidrográficas. (Présenter une synthèse de paramètres du relief qui permettent l'observation et la quantification des variations morphologiques des bassins hydrographiques).

• Comparar las tasas de erosión a diferente escala de tiempo (106, 104, 102 años) y relacionar sus patrones temporales y espaciales con las

3 variaciones del clima y de la tectónica. (Comparer la vitesse d'érosion à différentes échelles de temps (106, 104, 102 ans) en relation avec les variations du climat et de la tectonique).

• Identificar los mecanismos que dominan la transferencia de materia al interior de los sistemas fluviales de la región semiárida. (Préciser le mécanisme dominant le transfert de matériel à l'intérieur des systèmes fluviaux).

• Discutir sobre la articulación entre erosión, clima y tectónica en la velocidad de transformación del paisaje a diferentes escalas de tiempo y espacio. (Discuter sur le couplage entre érosion, climat et tectonique dans l'évolution du paysage à différentes échelles de temps et d'espace).

1.3. Metodologías empleadas

En el desarrollo de los objetivos de esta tesis se realizo un análisis morfométrico del relieve a gran escala de las cuencas hidrográficas, que permitió distinguir la segmentación del ante-arco de los Andes semiáridos y relacionarla a diferentes condiciones tectónicas, climáticas y erosivas. El análisis identifico que la cuenca del Río Huasco agrupa a una gran variedad de segmentos que evidencian diferentes condiciones tectónicas, climáticas y erosivas. En esta cuenca se desarrolló una cartografía geomorfológica, la estimación de tasas de erosión en diferentes escalas de tiempo y la datación de formas del relieve por la concentración de núclidos cosmogénicos en superficies geomorfológicas (10Be) y en materia orgánica (14C). A continuación se describe cada metodología empleada.

4 1.3.1. Análisis morfométricos del relieve

Los análisis morfométricos del relieve son herramientas eficaces para distinguir las diferentes unidades morfo-estructurales del ante-arco andino y establecer sus relaciones con las variaciones espaciales de las condiciones climáticas, tectónicas y erosivas. Se desarrollaron dos análisis tridimensionales del relieve: pendiente e hipsometría. La base del análisis morfométrico fue un modelo digital de elevación construido con los datos de la misión de la NASA: Shuttle Radar Topographic Mission (SRTM3). La precisión horizontal del modelo de elevación es de 93 m en el ecuador (3 arc-segundos). Burbank y Anderson (2001) indican que el contraste entre las variaciones espaciales de la morfometria de las cuencas, disminuye con el orden jerárquico de la cuenca, indicando una distinta capacidad de respuesta del relieve a la acción tectónica, del clima y la erosión, en función del tamaño de la cuenca. Se considero como unidad básica del relieve las 378 cuencas de orden jerárquico 2 (Strahler, 1952), tributarias de las principales cuencas hidrográficas de los Andes semiáridos: Copiapó, Huasco, Elqui, Limarí y Choapa (Fig. 1.1). Las cuencas de orden Strahler 2 representan zonas limitadas por una línea de interfluvio que separa una determinada dirección de concentración de las aguas acumuladas por las precipitaciones y cuyas áreas varían entre 23 y 414 km2 (promedio de 94 km2). Para el análisis comparativo se separaron las cuencas de las diferentes unidades morfo-estructurales del ante-arco. Para este fin se construyeron mascaras de cada cuenca en el programa de tratamiento de información geográfica Terrain Analysis System (TAS-GIS; Lindsay, 2005). En el Apéndice 1 se presentan los datos morfométricos de las cuencas.

5 Figura 1.1: Mapa de distribución de las cinco grandes cuencas que cruzan el ante-arco de los Andes semiáridos y de la red de drenaje inscrita en estas cuencas. En color rojo se distinguen los tributarios de orden Strahler 2.

6 1.3.1.1. Análisis de pendiente

La pendiente del relieve es un indicador morfométrico que puede eventualmente asociarse al efecto de los factores climáticos y tectónicos en la formación y degradación del relieve. Paisajes con bajos valores de pendiente, evidencian la predominancia de superficies de bajo relieve en el paisaje, escasamente degradadas por la incisión de los sistemas fluviales. Estos paisajes sub-planares estarían, a priori, asociados a ambientes tectónicos estables y de clima relativamente árido, que inhibe la erosión de las superficies. Por el contrario, paisajes con altos valores de pendiente, indican un relieve escarpado y seccionado por los sistemas fluviales. Estos paisajes serian, a priori, modelados por controles tectónicos y por la respuesta erosiva ante un clima relativamente más húmedo. El rol relativo entre clima y la tectónica en la preservación de relieves maduros de baja pendiente, que fueron formados durante el Cenozoico tardío, en una etapa de peneplanación de los Andes centrales, es un aspecto largamente debatido en los últimos años (Montgomery et al., 2001; Riquelme et al., 2003; 2007; Farias et al., 2008; Nalpas et al., 2009). Numerosos modelos indican que las fuertes variaciones climáticas pueden inducir una aceleración de la erosión y la incisión de los valles, pero que sin embrago, no son eficientes para degradar los registros de superficies maduras (e.g. Rinaldo et al., 1995). En cambio la erosión producto de la tectónica activa si es eficiente para degradar las superficies maduras conformadas en etapas previas de la evolución del relieve. Estos modelos evidencian lo complejo que es evaluar el rol de los factores climáticos y tectónicos en las formas del paisaje y en las velocidades en que este paisaje se transforma. Por otra parte, Burbank y Anderson (2001) indican que el alzamiento diferencial provocado por la migración y subducción del punto triple de Mendocino, queda registrado en la pendiente de las cuencas hidrográficas de California, Estados Unidos.

7 Para el desarrollo de la presente tesis, se construyo un modelo digital de pendiente en el programa TAS-GIS. El programa utiliza las ecuaciones de Wilson y Gallant (2000) para calcular la pendiente, considerando una ventana de 3x3 pixeles. El resultado es un modelo de tamaño horizontal de píxel de aproximadamente 90 m y cuyas unidades son grados decimales. Para individualizar las distintas unidades morfo-estructurales de los Andes semiáridos, se suavizaron los contrastes locales de pendiente por la media en una ventana de quince píxeles. En el programa ENVI Version 4.3, se calculó la pendiente media para el relieve circunscrito a las cuencas tributarias de orden Strahler 2 (Fig. 1.1). Para identificar la segmentación morfo-estructural del ante- arco y las variaciones latitudinales de esta segmentación en los Andes semiáridos, se relacionó la pendiente promedio de las cuencas con la altura del exutorio de las cuencas.

1.3.1.2. Análisis hipsométrico

La curva hipsométrica es una función continua que relaciona adimensionalmente el área con la altitud de una cuenca. La curva hipsométrica se obtiene al trazar la relación entre el área de una curva de nivel y la altura de la cuenca sobre o bajo dicha curva (Fig. 1.2A). Las alturas sobre/bajo cada curva de nivel son normalizadas dividiéndola por la altura total de la cuenca y las áreas de las curvas de nivel son normalizadas dividiéndolas por la altura máxima de la cuenca. La normalización de los valores de altitud y área permite comparar cuencas de diferentes tamaños y altitud; ellas son de gran utilidad dado que representan información tridimensional en un soporte de dos dimensiones. El área bajo la curva hipsométrica o integral hipsométrica, entrega un valor numérico para el análisis hipsométrico: bajos valores de la integral hipsométrica indican curvas cóncavas, mientras que altos valores de la integral hipsométrica indican curvas hipsométricas convexas (Fig. 1.2B).

8 El análisis hipsométrico fue inicialmente utilizado como un parámetro morfométrico para caracterizar la forma de las cuencas de drenaje (Langbein, 1947). Curvas convexas indican que un gran porcentaje del área de la cuenca se encuentra a una gran altura relativa, mientras que curvas cóncavas indican que un gran porcentaje de su área está a baja altitud. Un gran porcentaje del área de la cuenca a baja altitud evidencia relieves con una distribución de la incisión homogénea, donde los interfluvios representan una baja proporción del área total; mientras que un gran porcentaje del área de la cuenca a gran altitud, evidencia una incisión concentrada en el exutorio y en los principales canales, y la preservación de extensos interfluvios de morfología más bien plana a gran altitud. Consistentemente, la integral de la curva hipsométrica entrega un valor numérico de la distribución de la incisión. Así la forma de las curvas hipsométricas y el valor de sus integrales muestran la distribución de la incisión dentro de las cuencas, la que depende de la madurez del relieve y del tipo de proceso erosivo dominante en el sistema fluvial (Strahler, 1952). Strahler (1952) interpreto el análisis hipsométrico en términos de la madurez del relieve, definiendo tres principales fases en la evolución del paisaje (Fig. 1.2B): (1) curvas hipsométricas cóncavas y bajos valores de la integral hipsométrica (030%) indicarían un relieve maduro en fase de peniplanicie, (2) curvas hipsométricas de formas sigmoidales y valores intermedios de la integral hipsométrica (30-60%) indican un relieve fluvial maduro y (3) curvas hipsométricas convexas y altos valores de la integral hipsométrica (160) indicarían un paisaje joven y en desequilibrio geomorfológico. Resultado de esta interpretación, el análisis de la hipsometría entrega indicios sobre la madurez del relieve, condicionada por el balance entre fuerzas erosivas y tectónicas (Weissel et al., 1994; Ritter et al., 2002). Así, la variación de la hipsometría permite evaluar la evolución de la madurez relativa del relieve a lo largo de las unidades morfo-estructurales de los Andes semiáridos.

9 Por otro lado, para el caso de relieve afectados por glaciaciones, el análisis hipsométrico entrega indicios sobre el grado de erosión glacial de las cuencas vertientes (Brocklehurst y Whipple, 2004). En efecto, en cuencas donde los procesos de erosión glacial están ampliamente distribuidos, su relieve plano y en forma de artesa estará representado por curvas cóncavas y bajos valores de la integral hipsométrica, lo que contrasta con el paisaje fluvial donde las curvas tienden a ser sigmoidales a convexas, dependiendo de su madurez (Fig. 1.2B). La similitud entre la hipsometría de un relieve glacial y uno en fase de peniplanicie, implica que la interpretación de la hipsometría debe realizarse con cautela, considerando una previa observación de las características geomorfológicas del relieve. Se analizo la hipsometría de cuencas tributarias de orden Strahler 2 de las principales cuencas hidrográficas de los Andes semiáridos (Fig. 1.1). La construcción de las curvas hipsométricas y el cálculo de su integral, se desarrolló en el programa TAS-GIS. En particular, se relaciono la forma de las curvas hipsométricas y el valor de la integral hipsométrica con la altura del exutorio de las cuencas y con la latitud de la cuenca. Esto entregó indicios sobre la segmentación tectónica del ante-arco y las variaciones latitudinales de las condiciones climáticas. Para la cuenca del Río Huasco se realizo un análisis adicional que consistió en relacionar la forma de las curvas hipsométricas y de los valores de las integrales de las cuencas fluvio-glaciales, con el porcentaje de relieve glacial. Este porcentaje representa el relieve de la cuenca sobre la minima altitud alcanzada por la erosión glacial. Este análisis entregó información sobre la influencia de la erosión glacial en los valores de tasas de erosión medias de la alta cordillera del Huasco.

10 Figura 1.2: (A) Esquema que señala los parámetros en la construcción de curvas hipsométricas. (B) Variación de la geometría de curvas hipsométricas para diferentes grados de erosión fluvial (izquierda) y glacial (derecha) de un paisaje.

1.3.2. Análisis del perfil del thalweg

El thalweg de una cuenca hidrográfica es el conjunto de puntos donde convergen las aguas y que en conjunto forman la red de drenaje. Secciones longitudinales a lo largo del thalweg, que relacionan la altura con la distancia a la cabecera o al exutorio de la cuenca, permiten evidenciar accidentes morfológicos del thalweg, que pueden deberse a segmentaciones estructurales,

11 diferencias en los modos de erosión y en la respuesta geomorfológica a la deformación reciente, o a cambios litológicos al interior de las cuencas de drenaje (Strahler, 1960). Por otra parte, la forma del thalweg determina variaciones en los mecanismos de transferencia de materia, dado que la dominancia de procesos de degradación y agradación depende de la pendiente del thalweg. En general, en segmentos de fuerte pendiente domina la degradación, mientras que en segmentos de baja pendiente domina la agradación (Holbrook y Shumm, 1999). Se realizó un análisis de perfil de thalweg de la cuenca del Río Huasco. Para el análisis se consideraron desde el drenaje de mayor orden Strahler, correspondiente al cauce principal que desemboca en el Océano Pacífico, hasta el tributario más pequeño que fue posible obtener dada la resolución de nuestro DEM (Fig. 1.1). El perfil fue construido desde un tributario de orden 1 localizado en una posición de la cabecera de la cuenca que hacia aguas abajo no saltara ningún eslabón de la jerarquerización de Strahler (1952). Además, se construyeron perfiles de thalweg para las cuencas de orden Strahler 2 dondese calcularon tasas de erosión a escala de millones de años, con el objetivo de comparar la distribución de la erosión en las cuencas con respecto a las formas del perfil.

1.3.3. Mapeo geomorfológico

Un estudio que pretende conocer los mecanismos de transferencia de material en superficie debe considerar el análisis de las formas de depositación y erosión generadas por estos mecanismos, y la cronología absoluta y relativa de las mismas. En base a observaciones de terreno, e interpretación de fotografías aéreas e imágenes satelitales, se confecciono un mapa geomorfológico, a escala 1:50.000, de la Cordillera Principal en la cuenca del Río Huasco. . El mapa identifica y describe las diferentes geoformas de erosión

12 y depositación de detritos en los cursos superiores del sistema fluvial. La información fue diseñada e integrada sobre una base topográfica digital, en un sistema de información geográfica, desarrollado en el programa ArcMap 4. Para conocer los detalles del mapeo geomorfológico consultar las memorias de titulo de geólogo de P. Lohse (2010) de la Universidad Católica del Norte (Chile), y el Informe final presentado a Innova-Corfo (Riquelme et al., 2010), sobre los resultados del proyecto en el cual la presente tesis se enmarca. Los procesos de transferencia de materia en la superficie terrestre definen tres grandes tipos de dominios: erosión, transporte y sedimentación. La cuenca del Río Huasco en la Cordillera Principal se encuentra actualmente dominada por la erosión y transporte, con sectores particulares donde las condiciones son favorables para la depositación de sedimentos y donde su historia Cuaternaria tardía estuvo caracterizada por la depositación más bien que por la transferencia de materia. Así, la cartografía geomorfológica realizada, presenta las unidades estratigráficas y morfo-estratigráficas asociadas a la evolución geomorfológica Cuaternario tardía del Valle del Transito (Fig. 1.3), la principal cuenca tributaria de la cuenca del Río Huasco, en la Cordillera Principal. Del mapa geomorfológico presentado en Riquelme et al. (2010) se extrae la variación longitudinal de los depósitos, los que son analizados junto con los accidentes morfológicos a lo largo del thalweg, permitiéndonos plantear un esquema morfo-estratigráfico de los depósitos fluviales del Cuaternario tardío y su relación con las ultimas glaciaciones. Las observaciones de terreno se desarrollaron en cuatro campañas de aproximadamente diez días de duración cada una. Previo a cada campaña de terreno se realizo un levantamiento geomorfológico utilizando fotografías aéreas e imágenes satelitales. Las fotografías áreas, del Servicio Aerofotográfico de Chile, se utilizaron en la cartografía de geoformas glaciales del Valle el Encierro (Fig. 1.3). Estas fotografías fueron digitalizadas en tonos de grises con

13 resolución de hasta 5 m de tamaño de píxel. Para las zonas más bajas se utilizaron imágenes satelitales Landsat TM+, en su combinación en tonos de grises, con una resolución de hasta 15 m de tamaño de píxel. La combinación de estas tres fuentes de información entregó una adecuada resolución y confiabilidad de la cartografía. En terreno se desarrollaron columnas estratigráficas representativas de las unidades cartografiadas y se recolectaron muestras para determinaciones de la concentración de 10Be, tanto en clastos o superficies rocosas para el caso de dataciones de formas glaciares, como en sedimentos transportados por el río, para el caso de la determinación de las tasas de erosión a la escala de milenios. Para los depósitos fluviales se extrajeron muestras de materia orgánica intercalada en las capas sedimentarias para dataciones con 14C (Fig. 1.3). Las metodologías asociadas a las determinaciones de las concentraciones de 10Be y las dataciones por medio de 14C se describen en las secciones siguientes.

1.3.4. Calculo de tasas de erosión a diferentes escalas de tiempo

Las tasas de erosión en regiones montañosas entregan información sobre las condiciones tectónicas y climáticas, los modos de erosión, y la interacción entre estos factores al interior de una cuenca de drenaje (Schumm et al., 2000). Sin embargo, la posibilidad de extraer información sobre estos factores y sus interacciones depende de los patrones espaciales y temporales que presentan las tasas de erosión (e.g. Kirchner et al., 2001; Safran et al., 2005).

14 Figura 1.3: Mapa que muestra el área de la cartografía geomorfológica en verde, circunscrita a la cuenca del Valle del Transito en amarillo. En recuadro violeta se indica la cobertura aerofotográfica del Valle del Encierro. Se incluye la posición de las muestras para datación de materia orgánica por la concentración de 14C (puntos de color rojo) y de superficies geomorfológicas por la concentración de 10Be (puntos de color celeste).

Las tasas de erosión calculadas en este trabajo involucran escalas de tiempo de millones de años y de decenas de miles de años. A escala de millones de años aprovechamos la preservación en los interfluvios de restos de superficies de pedimento de edades Neógenas (17-6 Ma), para implementar una metodología numérica para el cálculo de las tasas de erosión. A escala de decenas de miles de años, las tasas de erosión son estimadas considerando la concentración de 10Be en los sedimentos fluviales.

15 1.3.4.1. Calculo de tasas de erosión por la función BTH

La función Black Top Hat (BTH) es un algoritmo morfológico que permite la extracción del área y volumen de una depresión (Serra, 1988). Esta función a mostrado buenos resultados en la estimación del volumen de materia erosionado en los valles (Rodriguez et al., 2002; Riquelme et al., 2008), siempre que existan registros de geoformas preservadas y datadas en los interfluvios de los valles, que evidencien estados de evolución del paisaje anteriores a la formación del valle. El elemento estructural en que se basa la función BTH es el ancho del valle (() en pixeles. Los pixeles que representan el ancho del valle están centrados en x (coordenadas) y poseen un valor de altitud (y). El valor original de altitud de los pixeles es transformado por una función de dilatación (eq. 1) y luego de erosión (eq. 2).

( Dilatación: D f(x) = sup {f(y) : y ∈ (x} eq. 1 ( Erosión: E f(x) = inf {f(y) : y ∈ (x} eq. 2

En la Fig. 1.4A se representa el resultado de la aplicación de estas funciones en un corte transversal de un valle. La sección original es dilatada por la eq. 1 considerando un ancho de valle de L pixeles ((= L). Luego, la sección resultante de la dilatación es erosionada mediante la eq. 2 considerando un ancho de valle de L pixeles ((= L). Esta secuencia de operaciones matemáticas se resume en la eq. 3, que constituye una transformación de cierre considerando un elemento estructural ( de extensión igual a L pixeles. La operación de cierre remueve las zonas oscuras y es la base de la función BTH (eq. 4) que permite la extracción de valles por la substracción de la imagen de cierre C((x) y la imagen original f(x) (Fig. 1.4B).

16 Cierre: C( f(x) = E( (D( f(x)) eq. 3 ( BTH = {x: C (x) - f(x) 1 t} eq. 4

La transformación de cierre puede ser aplicada a un modelo digital de elevación, donde habitualmente pixeles más oscuros indican las zonas de baja altitud que corresponden a los valles, mientras que los pixeles más claros indican las geoformas a mayor altitud preservadas a uno y otro lado del valle. El ruido topográfico del modelo digital de elevación, puede generar artefactos en la extracción del volumen y área del valle, por lo que suele considerarse un valor umbral (u) que representa el alcance del ruido topográfico (Fig. 1.4B). La utilización del valor umbral permite que solo la información de los valles más profundos y no él del ruido topográfico sea considerado en el calculo del volumen y área del valle.

Figura 1.4: (A) Esquema que representa la dilatación y posterior erosión de la sección trasversal de un MED considerando un ancho de valle (λ) de L pixeles. (B) Esquema que representa la función BTH con la substracción de la imagen de cierre del modelo de elevación y la del modelo original. Se considera un valor umbral (u) que elimina los artefactos generados por el ruido topográfico del modelo de elevación original. Modificado de Riquelme et al (2008).

17 La extracción del volumen y área de los valles con la función BTH se realizo en seis cuencas tributarias de orden Strahler 2 de la cuenca del Río Huasco (Fig. 1.5). Estas cuencas tributarias se ubican en la Cordillera Principal oriental, representando la cabecera de la cuenca del Valle del Carmen, tributario sur del Río Huasco. El contexto geológico de estos tributarios es similar y sus interfluvios están dominados por relictos de superficies de pedimentos escalonados, permitiendo la adecuada aplicación de la función BTH para calcular el volumen y el área de los valles.

Figura 1.5: Mapa que incluye en amarillo la zona de la cuenca del Río Huasco donde fue calculada la tasa de erosión por el método Black Top Hat. El trazo de color verde diferencia la red de drenaje de la cuenca tributaria del Valle del Carmen de la del Valle del Transito.

18 La extracción del volumen y área erosionada de los valles, se baso en un modelo de elevación de 25 metros de resolución, creado a partir de mapas topográficos de escala 1:50.000 del Instituto Geográfico Militar-Chile. La determinación de la extensión de los relictos de pedimentos se realizo en dos pasos: (1) trazado de los limites de los relictos de pedimentos sobre un imagen Landsat TM+; (2) selección de la superficie con pendiente inferior a 10°, valor considerado como el máximo para superficies de pedimentos en los Andes Centrales del Desierto de Atacama (Riquelme et al., 2008). Son dos las fuentes de error consideradas en el calculo del volumen y área erosionada: (1) la inexactitud de la señal de altura del modelo de elevación, para lo cual se determinó el ruido de la señal en diferentes puntos del modelo tomando en consideración puntos cuya cota es conocida por mediciones de sistema de posicionamiento satelital; (2) la incertidumbre en la estimación del ancho de los valles entre los relictos de pedimentos ubicados en los interfluvios, arrastrada desde el mapeo de las superficies en la imagen Landsat TM+ y de la dificultad de estimar el punto de inflexión de la pendiente que separa el valle de las superficies de pedimentos. Con el objetivo de caracterizar los procesos responsables de la erosión, la imagen resultante de la aplicación de la función BTH, es decir que representa la distribución de la erosión del valle en cada una de las seis cuencas tributarias, fue correlacionada con los perfiles longitudinales de su thalweg y con la cartografía geomorfológica. La ocurrencia de secuencias volcánicas datadas por edades Ar-Ar (Bissig et al., 2002), que cubren parcialmente las superficies de pedimentos preservadas en los interfluvios, permitió determinar los tiempos de formación de los valles y así estimar las tasas de erosión involucradas en la formación de los distintos escalones de pedimentos y del actual valle. Cabe señalar, que el rango de edades de las secuencias volcánicas acarrea una considerable fuente de

19 inexactitud a las tasas de erosión calculadas, que en algunos casos alcanza el mismo orden de magnitud que las tasas de erosión calculadas. Las tasas de erosión calculadas consideran el área completa de las cuencas, por lo que ellas representan tasas de erosión promedio para toda el área circunscrita a las divisorias de aguas de las cuencas. Sin embargo, el calculo de volumen erosionado considera solo el relieve que se encuentra disectado por valles, considerando despreciable la erosión sobre las superficies de pedimentos. De todas maneras, las superficies de pedimento conservan alunitas supérgenas con edades no más jóvenes que ~6 Ma (Bissig y Riquelme, 2009); este mineral se asocia a las partes altas de los perfiles de meteorización (ver referencias citadas en Bissig y Riquelme, 2009), por lo que las superficies de pedimento han sufrido escasa erosión con posterioridad a esta edad.

1.3.4.2. Calculo de tasas de erosión por núclidos cosmogénicos

Durante las ultimas dos décadas se ha instaurado un método que mediante la medición de la concentración de núclidos cosmogénicos en sedimentos fluviales, permite estimar tasas de erosión promedio de una cuenca de drenaje (e.g. Bierman y Steig, 1996; von Blanckenburg, 2005). Este método ha mostrado ser un confiable indicador de las tasas de erosión promedio a escalas de tiempo que van entre 103 – 105 años. Al ser un promedio, las tasas calculadas son relativamente insensibles a las variaciones de denudación a corto plazo y en zonas específicas de la cuenca, siendo así representativas de toda el área drenada de la cuenca que es fuente de los sedimentos fluviales recolectados; además estas tasas son representativas de un periodo de tiempo relativamente extenso de su evolución.

20 Al ser un promedio representativo de toda el área drenada de la cuenca y de un periodo de tiempo relativamente extenso de la evolución del paisaje inscrito en ellas, los rangos de edades de las tasas de erosión son lo suficientemente grandes como para poder promediar los efectos de variaciones climáticas menores y en diferentes sectores de las cuencas, i.e. variaciones climáticas y tectónicas centenarias a un milenio (von Blanckenburg, 2005). Por otra parte, los resultados publicados por otros autores han dado tasas comparables con aquellas medidas a escalas orogénicas, como por ejemplo con trazas de fisión, y que registran diferentes estados de evolución del paisaje producto de la actividad tectónica o cambios climáticos que se producen a escalas de tiempo de entre 104 – 106 años (von Blanckenburg, 2005). Así, el rango de tiempo que abarcan las tasas de erosión calculadas por esta técnica permite, aparentemente, cuantificar la transferencia de sedimentos a largo plazo en la cuenca del Río Huasco, que deriva de la respuesta geomorfológica del paisaje ante los efectos de la actividad tectónica y el clima imperante durante la configuración del sistema fluvial.

1.3.4.2.1. Núclidos cosmogénicos y calculo de tasas de erosión

Los núclidos cosmogénicos son generados por el continuo bombardeo de rayos cósmicos secundarios, cuando estos penetran los primeros metros de la superficie terrestre. El 10Be es uno de los núclidos cosmogénicos más utilizados para estimar tasas de erosión de superficies terrestres, ya que al ser escaso en las rocas de la corteza terrestre, su concentración depende de su producción in- situ producto del bombardeo cósmico. Por otro lado, el cuarzo es el mineral receptor de núclidos más utilizado para calcular la tasa de erosión, en razón de su abundancia en las rocas silíceas de la corteza terrestre, a su resistencia ante la meteorización química y a su simple estructura cristalina, que permite una uniforme producción de 10Be, minimizando su perdida.

21 El cálculo de la tasa de erosión, se basa en que la concentración de 10Be en una superficie, es inversamente proporcional a la erosión de ella. Una superficie continuamente rejuvenecida por la erosión, induce que sus minerales estén expuestos menos tiempo a los bombardeos de la radiación cósmica, limitando la producción y concentración de 10Be en ellos. La ecuación 5 (Lal, 1991) indica la relación inversa entre la concentración C de 10Be (at*g-1) y la tasa de erosión ε (cm*a-1), así es posible calcular la tasa de erosión midiendo la concentración del nucleido y conociendo la tasa de producción en cuarzo de 10Be (P en at*g-1*a-1), el decaimiento constante de 10Be (λ en a-1) y la profundidad de absorción (z en cm).

C = P / (λ + ε/z) eq. 5

La producción de 10Be en el cuarzo, depende de la intensidad del arribo de los rayos cósmicos a la superficie terrestre, la que varía en relación con la latitud y altitud de la superficie. En efecto, en altas latitudes, la intensidad de los rayos cósmicos es mayor que en el ecuador, debido a diferencias en el campo magnético terrestre entre una y otra latitud. La intensidad de los rayos cósmicos depende también del espesor de la columna atmosférica a cruzar, así en zonas sujeta a alta presión atmosférica, es decir de baja altitud, la intensidad de los rayos cósmicos y la producción de núclidos cosmogénicos será menor en comparación con zonas altas. Para los cálculos que se desarrollan en este trabajo se consideró que a nivel del mar y en altas latitudes la tasa de producción de 10Be es de 4,5 at*g-1*a-1 (Balco et al., 2008; Nishiizumi et al., 2007). Para el cálculo de la tasa de producción media en la cuenca del Río Huasco se consideró el histograma de las altitudes de las superficies labradas en unidades de rocas de composición graníticas y granodioríticas, circunscritas a la cuenca del Río Huasco (Fig. 1.7), como se detalla en el Capitulo 4. Estas

22 superficies se consideran como la fuente de los sedimentos recolectados aguas abajo. En el cálculo de la tasa de producción se considero invariablemente la latitud de 28.9°. También se debe tomar en consideración la variación de la intensidad de los rayos cósmicos en el tiempo, debido a variaciones en el campo magnético terrestre. El trabajo de Lal (1991) es pionero en considerar los diversos factores que determinan la tasa de producción de núclidos cosmogénicos en la superficie terrestre, y establecer las adecuadas expresiones matemáticas que integran las variables de latitud-altitud y paleo-intensidad del campo magnético para su cálculo. Estas ecuaciones representan la base que ha permitido calcular la edad de exposición del paisaje y estimar las velocidades en que este se transforma, en numerosos lugares del mundo (e.g. von Blanckenburg, 2005, y bibliografía citada en ese articulo). Para los cálculos de tasa de producción media en la cuenca del Río Huasco se utilizo la escala de Stone (2002) que se basa en las ecuaciones de Lal (1991). La producción de 10Be es el resultado de tres tipos de mecanismos en las superficies rocosas: espalación inducido por neutrones, lenta captura por muones (o stopping) y rapidas reacciones inducidas por muones. A pesar que las reacciones inducidas por los neutrones producen la mayoría del 10Be en las superficies rocosas, solo los muones tiene la capacidad de penetrar a mayores profundidades de la superficie, por lo que dominan la producción de 10Be a varios metros de profundidad. En los cálculos realizados se consideró la producción de 10Be por muones según las tasas de atenuación (Λ) calculadas por Braucher et al. (2003). Se consideró que la lenta captura por muones aportarían el 1,5 % de 10Be, con una tasa de atenuación de 1500 g/cm2, mientras que las rapidas reacciones inducidas por muones aportarían el 0,65 % del 10Be, con una tasa de atenuación de 5300 g/cm2. El resto de la producción de 10Be (~98 %) son generados por la espalación inducida por neutrones, con una tasa de atenuación de 160 g/cm2. Considerar la producción de 10Be por

23 muones resulta trascendental para el cálculo de tasas de erosión promedio a largo plazo, ya que la producción derivada de ella seria menos sensible a las variaciones a corto plazo en relación con la producción de 10Be por neutrones. En el cálculo de la tasa de producción se considero invariablemente una densidad (ρ) de roca silicea que contiene el cuarzo de 2.700 kg*m-3. De acuerdo con la ecuación 6, que describe la ley de absorción de Lal (1991), es posible estimar la profundidad de absorción (z) de este nucleido en función de la tasa atenuación y de la densidad de la roca. z = Λ/ρ eq. 6

Una vez conocida la tasa de producción de 10Be en la cuenca del río Huasco, así como la atenuación de esta producción con la profundidad, la variable que resta por conocer en la ecuación 5 para calcular las tasas de erosión es el decaimiento radiactivo del 10Be (λ). Para los cálculos se considero que el decaimiento constante de 10Be es de 5,1*10-7 a-1, tasa que determina una vida media de 1,36 Ma para este nucleido cosmogénicos (Balco et al., 2008; Nishiizumi et al., 2007). En este trabajo se creo un programa para el cálculo de la producción media de 10Be y de las tasas de erosión promedio en la superficie de una cuenca vertiente. Con los valores de la densidad, la latitud y las altitudes que indican los histogramas para cada cuenca vertiente, el programa calcula la tasa de producción de 10Be y de erosión, de acuerdo a los valores medidos de concentración de 10Be en el laboratorio. El calculo se basa en las ecuaciones de Stone (2002) y las tasas de atenuación calculadas por Braucher et al. (2003), y considera una vida media del 10Be de 1,36 Ma y una tasa de producción de 10Be de 4,5 at*g-1*a-1 a nivel del mar y en altas latitudes (Balco et al., 2008; Nishiizumi et al., 2007).

24 1.3.4.2.2. Tasas de erosión promedio para cuencas vertientes

En la sección anterior se indico como la tasa de erosión puede ser calculada midiendo la concentración de núclidos cosmogénicos. El cálculo de la tasa de erosión promedio de una cuenca, se basa en que la concentración de 10Be en los sedimentos recolectados en el exutorio, es función de la tasa de erosión promedio en todas las superficies ubicadas aguas arriba del punto de recolección, que son fuente de los sedimentos (Fig. 1.6). Para el caso de la cuenca del Río Huasco, la concentración de 10Be en la fracción cuarcífera de los sedimentos fluviales representa el promedio de la concentración de 10Be en las diferentes superficies graníticas y granodioríticas que conforman gran parte de la región. Luego, conociendo las concentraciones de 10Be promedio de la cuenca vertiente es posible estimar la tasa de erosión promedio en ella. El calculo de las tasas de erosión se basa en varios supuestos (von Blanckenburg, 2005, y bibliografía citada en ese articulo): 1) La erosión en la cuenca es uniforme en el tiempo, es decir que la cuenca está en un estado isotópico estable, donde los núclidos cosmogénicos producidos en las superficies son iguales a los exportados por la erosión y a los decaídos radiactivamente. 2) Todo el sedimento erosionado en las laderas es exportado por el sistema fluvial donde a su vez existe una eficiente mezcla de los sedimentos aportados en cantidades representativa de acuerdo a las tasas de erosión en las laderas. 3) Los tipos de roca erosionados resultan en un similar tamaño de grano y este no depende de los procesos de erosión. 4) El cuarzo no está enriquecido en núclidos cosmogénicos por la disolución de otros minerales contenidos en las superficies y cuya erosión rapida deje remanentes de cuarzo que se exponen más tiempo al bombardeo cosmico. 5) El sedimento es retenido un tiempo mínimo en el sistema fluvial, determinando que el tiempo de transporte sea despreciable en relación al tiempo que el material ha estado expuesto en las laderas previo a ser erosionado. 6) La escala de tiempo de

25 erosión es pequeña en comparación con la escala de tiempo del decaimiento radiactivo del núclido. Luego, para el caso del 10Be las tasas de erosión deben ser superiores a 0,3 m/Ma.

Figura 1.6: Diseño que ilustra como los sedimentos recolectados en distintas posiciones del sistema fluvial, representan un agregado de detritos cuyo origen son las superficies (S) ubicadas aguas arriba de la recolección. La concentración (C) de núclidos cosmogénicos en las superficies depende de la producción (P), de la profundidad de absorción (Z), del decaimiento radiactivo (λ) y de la erosión de las superficies (ε), como se describe en la ecuación 5. Si el flujo entrante de nucleidos en las superficies, iguala al flujo de salida por denudación dM/dt (kg a-1) en los sedimentos, la cuenca se encuentra en un estado isotópico estable. Dividiendo el flujo por el área de las superficies (A) y la densidad de la roca que compone la superficie, se calcula la tasa de erosión promedio para las superficies ubicadas aguas arriba del punto de recolección de sedimentos.

El primer y segundo supuesto es valido para zonas donde la tectónica y el clima son relativamente estables en el tiempo, permitiendo que las superficies aporten sedimentos en relación a las tasas de erosión a largo plazo. Si bien, en los Andes semiáridos están registrados episodios de fuerte

26 denudación, que no se distribuyen homogéneamente a lo largo de la cuenca (como por ejemplo producto de glaciaciones, derrumbes asociados a la actividad de fallas y flujos de detritos producto de lluvias torrenciales esporádicas como se muestra en el Capitulo 5), la adecuada selección de los puntos de recolección de muestras, que garantice una eficiente mezcla de los sedimentos derivados de diferentes procesos de erosión y posiciones en la cuenca vertiente, permite sobrellevar esta problemática. El tercer y cuarto supuesto, fueron cumplidos al considerar clastos de granitos-granodioritas de similar tamaño de grano y que registran las velocidades de erosión de las superficies que son fuente de estos sedimentos y donde la disolución temprana y preferencial de otros minerales que componen el tipo litológico es conocida. La identificación del tipo de roca de los clastos se desarrolló por la observación macroscópica de gravas y mesoscópica de la arena con la ayuda de lupas. El quinto supuesto es abordado en el análisis de los resultados considerando modelos teóricos de concentración de núclidos cosmogénicos en sedimentos fluviales de diferentes tamaños, que evalúan el efecto de los procesos de transporte, depositación y abrasión de los sedimentos en las variaciones de concentración de núclidos (Carretier et al., 2009b; Carretier y Regard, en prensa). Para este fin se desarrolló el muestreo en diferentes puntos de la cuenca y de distinto tamaño de diámetro de sedimentos. Finalmente, el sexto supuesto es claramente satisfecho para la cuenca del Río Huasco, donde otros métodos de medición (Aguilar et al., en preparacion, incluido en Apéndice 2.1; Pepin et al., en prensa) indican tasas de erosión de entre 4 y 70 m/Ma, superiores al mínimo requerido para el uso del método de 10Be.

27 1.3.4.2.3. Estrategia de muestreo de sedimentos fluviales . En cuatro puntos a lo largo de la cuenca del Río Huasco se recolectaron muestras de tres poblaciones de tamaños de sedimentos (Fig. 1.7): ~0,25 - 2 kg de arena (ø = 0,025 - 0,08 cm), entre 15 a 30 clastos medianos (ø ~ 5 cm) y entre 15 a 30 clastos grandes (ø ~ 8 - 10 cm). Las muestras recolectadas de clastos fueron trituradas, tamizadas y cuarteadas, de tal forma de obtener para cada tamaño una adecuada representatividad de todos los clastos recolectados en cada posición. Siguiendo el mismo objetivo la arena fue tamizada y cuarteada. En el Laboratoire des Mécanismes et Transferts en Géologie (LMTG – Toulouse, Francia) se desarrolló la extracción del 10Be de 8 muestras de fracción arena y de clastos. El tratamiento de las muestras en el laboratorio se resume en la separación del cuarzo en forma mecánica y química, la disolución parcial y eliminación del borde exterior de los cristales de cuarzo por ácido fluorhídrico (HF), disolución total del cuarzo en este mismo acido, separación de las impurezas por medio de precipitaciones químicas selectivas y columnas de intercambio de catión y anión y, finalmente, la oxidación y ataque con Nb de la solución. La concentración de 10Be se mide luego con el espectrómetro de masa por aceleración. La medición de la concentración de 10Be se realizó en el espectrómetro de masa por aceleración del Laboratoire National des Nucléïdes Cosmogéniques emplazado en el Centre Européen de Recherche et d’Enseignement des Géosciences de l’Environnement (CEREGE - Aix en Provence, Francia).

28 Figura 1.7: Mapa que incluye la posición de las muestras de sedimentos fluviales recolectadas en la cuenca del Río Huasco. Las líneas rojas marcan los limites de las cuencas vertientes aguas arriba de cada punto de muestreo. En áreas coloreadas se presentan las superficies graníticas-granodioríticas de la cuenca vertiente.

1.3.5. Dataciones por concentración de núclidos cosmogénicos

Para tener una idea de los tiempos de erosión y depositación de las geoformas cartografiadas en la cuenca del Río Huasco, se realizaron dataciones absolutas, las que permitieron precisar la morfoestratigrafia. Fueron dos las técnicas de datación utilizadas: dataciones a partir de la determinación de la concentración de 14C en materia orgánica intercalada en los depósitos

29 fluviales, y edades de exposición a la radiación cósmica de las superficies generadas por la erosión y depositación del los sedimentos glacigénicos, a partir de la medición de la concentración de 10Be en clastos de morrenas y superficies estriadas de verrous.

1.3.5.1. Datación por AMS 14C

De los tres principales isótopos de carbón que existen en la naturaleza (12C, 13C y 14C) el 14C es el menos común, y representa solo el 0.00000000010% del carbón presente en la atmosfera. Por otra parte es el único inestable y radiactivo con una vida media de at 5568±30 años (Libby half- life; Libby, 1955). Este isótopo se forma en la atmosfera como resultado de la interacción entre neutrones derivados de la radiación cósmica y los átomos de 14N en la atmosfera (14N + neutrón => 14C + protón). El 14C se oxida y pasa a formar CO2, compuesto que es integrado a través de la fotosíntesis y la cadena alimenticia a las plantas y animales, junto con los otros isótopos de carbón estables. Así, plantas y animales que utilizan carbón en su ciclo biológico, adquieren los isótopos de carbón durante su tiempo de vida en las proporciones que se conocen en la atmosfera y que son relativamente estables en el tiempo.

La técnica de datación por 14C se basa en la medición de la concentración de este isótopo en muestras de restos de materia orgánica. En el momento que las plantas o animales mueren, deja de integrar carbón y el 14C decae en forma constante y espontánea en 14N (14C => 14N + partícula beta). Midiendo la concentración de 14C en una muestra de resto de material orgánico, es posible conocer la edad de muerte del organismo. Sin embargo, luego de 50 a 60 ka (10 veces la vida media del 14C) la concentración de 14C en la muestra es muy pequeña para ser medida, por lo que el limite de tiempo de datación de esta técnica es de entre 50 y 60 ka.

30 Si los restos de materia orgánica son rápidamente cubiertos por sedimentos que impiden su descomposición, el material orgánico se preservara en forma de carbón intercalado en las capas de sedimentos de un depósito. La recolección de la muestra y la medición de la concentración de 14C en ella, indicaría la edad de depositación del sedimento, eso si consideramos que el periodo de tiempo entre la muerte del organismo y su depositación es despreciable. En la cuenca del Río Huasco se recolectaron 26 muestras de restos de materia orgánica, principalmente intercalados en capas de sedimentos finos de depósitos fluviales, y eventualmente en material carbonoso que se distribuye como cemento que aglutina los clastos (Fig. 1.3).

La pequeña masa de las muestras recolectadas (6 - 0,5 gramos) determinó que la medición de 14C se realizara por un espectrómetro de masa por aceleración (AMS). La técnica de AMS 14C permite la medición de pequeñas cantidades de 14C en muestras de solo algunos miligramos, lo que trasciende en una mayor selectividad del material a datar, en ordenes de error mucho menores, y en la posibilidad de guardar parte de material como contramuestra, entre otras ventajas dependiendo del tipo de estudio. Sin embargo son sustancialmente más caras con relación a las mediciones radiométricas tradicionales por lo que antes de la medición se debe estar seguro del objetivo y conveniencia de la edad AMS 14C. Luego, un buen control geomorfológico y estratigráfico de las muestras a datar es clave al momento de utilizar esta técnica.

El procedimiento empleado se puede separar en cuatro etapas: 1. recolección y separación de las muestra. 2. Preparación química de la muestra. 3. medición de la concentración de 14C. 4. Corrección y calibración calendaría de la edad medida. La recolección de la muestra y separación de la fracción a analizar se realizo con la precaución de no utilizar ningún material derivado de tejidos orgánicos que pudieran haber contaminado la muestra. Luego las

31 muestras fueron enviadas al laboratorio Beta Analitics Inc. (Miami, USA), donde se realizaron las siguientes tres etapas.

Según el procedimiento descrito por el laboratorio Beta Analitics Inc. (http://www.radiocarbon.com/analytic.htm), la preparación química de la muestra incluye la sintetización del carbón por benceno (92% C) y luego su reducción en grafito (100% C). Luego de la preparación química la muestra es enviada al accelerator-mass-spectrometer (AMS) para la medición de la concentración de 14C. La edad medida se corrige por la razón 13C/12C entregando la edad convencional 14C. La edad convencional es la más apropiada edad radiocarbono, que luego es calibrada según curvas calendarias construidas a través de muestras de anillos de árboles ancianos cuya edad es conocida (Fig. 1.8). La diferencia entre la edad convencional y la edad calibrada es principalmente el resultado de variaciones de la radiación cósmica en el tiempo. La edad calibrada que considera dos sigmas tiene una probabilidad del 95% y es la que se presenta en este trabajo como la más probable edad de la materia orgánica contenida en los depósitos sedimentarios. Para el caso de las muestras de la cuenca del Río Elqui y que son presentadas en el artículo Riquelme el al. (en prensa; Apéndice 2.2) las edades están calibradas según la calibración que exige la revista.

32 Figura 1.8: Curva de calibración entre los 10750 y 10400 años antes del presente (BP, del ingles Before Present). Como ejemplo de calibración se considera una de las muestras recolectadas en la cuenca del Río Huasco (HPN-120108-2), cuya edad medida es de 9260 ± 60 años BP. Luego de la corrección por la razón 13C/12C se obtiene un edad convencional de 9360 ± 60 años BP. Al considerar 2 sigmas, la calibración indica edades de entre 10720 y 10420 años BP, que es considerada como la más confiable aproximación (95% de probabilidad) a la edad del carbón contenido en la muestra.

33 1.3.5.2. Datación por 10Be

Los nucleidos cosmogénicos son isótopos, tanto estables como inestables, que se acumulan en ciertos materiales terrestres como consecuencia de la interacción de los rayos cósmicos con la materia expuesta en la superficie. La acumulación de estos nucleidos es proporcional al tiempo de exposición de las superficies a la radiación cósmica. Así, al conocer algunos parámetros, como la intensidad de la radiación cósmica, la acumulación del nucleido en la superficie y las tasas de erosión de la superficie, la concentración del nucleido permite estimar la edad de exposición de la superficie terrestre a la radiación cósmica. La edad de exposición puede ser calculada por la solución para t de la ecuación de Lal (1991):

λ ρε C = P / (λ + (ρε/Λ))∗(1 - e -( + ( /Λ)t) eq. 7

En la eq. 7, C es la concentración de 10Be (at*g-1) y ε es la tasa de erosión (cm*a-1), P es la tasa de producción en cuarzo de 10Be (at*g-1*a-1), λ es el decaimiento constante de 10Be (a-1), Λ es la absorción libre de los rayos cósmicos y ρ es la densidad de la materia que contiene el cuarzo. En los sectores de ambientes glaciales, o con evidencias de glaciaciones cuaternarias, se utiliza el cálculo de edades de exposición para datar las superficies de morrenas. Una vez formada la morrena glaciar, ésta comienza a recibir rayos cósmicos que al incidir sobre los clastos en superficie producen los nucleidos cosmogénicos. Particularmente, las edades calculadas son de utilidad para comprender la historia de la dinámica glacial del Pleistoceno-Holoceno. En este trabajo se midieron las concentraciones de 10Be en el cuarzo contenido en seis muestras de bloques que componen la superficies de morrenas y de una muestra de superficie de verrou que representan afloramientos con estrías glaciales en el valle el Encierro, unos de los principales valles glaciales de la

34 cuenca del Río Huasco (Fig. 1.3). Las edades permitieron estimar los tiempos de depositación de las morrenas asociados a distintos avances glaciales del Pleistoceno tardío y en el caso de la edad de las superficies de verrou, sugiere la edad de retiro del glaciar. En la interpretación de las edades de las superficies de las morrenas, se debe tener extremo cuidado en los factores geológicos que controlan la evolución de cada superficie. En efecto, las edades también pueden indicar los tiempos de movilización y/o estabilización geomorfológica de las superficies, resultado de la retirada de los glaciares o fases lluviosas posteriores, cuya concentración de 10Be subestiman la edad de depositación de la morrena. Para minimizar los errores de dataciones, se recolectaron muestras de grandes bloques localizados en la cresta de las morrenas y que no presenten evidencias de removilización. Para una mayor certidumbre de los tiempos de depositación, se utilizo el modelo de máxima edad (old age model; Zech et al., 2006, 2007), que sugiere que la edad más antigua obtenida en los clastos de una morrena, es la mejor estimación de la edad de su depositación. Sin embargo, este modelo debe utilizarse con cuidado, ya que se debe considerar la herencia de 10Be que pueda tener la superficie del bloque resultado de periodos de exposición más antiguos y que resultan en la sobreestimación de las edades de depositación. En el caso de las muestras extraídas en superficies de verrou, la edad es muy confiable, por no haber sido movilizada, ni poseer herencia dada la eficiencia de la erosión glacial. Las muestras se enviaron al Laboratorio de Nucleido Cosmogénico de la Universidad de Edimburgo, Escocia, a cargo del Dr. T. Dunai. El tratamiento de las muestras en el laboratorio es similar al descrito en el método de estimación de tasa de erosión por nucleidos cosmogénicos, es decir, separación del cuarzo en forma mecánica y química, disolución parcial y eliminación del borde exterior de los cristales de cuarzo por ácido fluorhídrico (HF), disolución total del cuarzo en este mismo acido, separación de las impurezas por medio de precipitaciones

35 químicas selectivas y columnas de intercambio de catión y anión, y finalmente la oxidación y ataque con Nb de la solución, para luego medir la concentración de 10Be con el espectrómetro de masa por aceleración. La edad de exposición fue calculada usando el sistema de escala de Nishiizumi et al. (2007) que considera que la vida media del 10Be es de 1,36 Ma, y que a nivel del mar y en altas latitudes la tasa de producción de 10Be es de 4,5 at*g-1*a-1 (Balco et al., 2008). El calculo fue obtenido en la plataforma CRONUS-Earth online calculators (http://hess.ess.washington.edu), donde se introdujeron la posición geográfica (altitud, latitud, longitud), el factor de mascara topográfica (96 - 98 %) y la profundidad de la muestra (<3 cm). Dado el clima semiárido y el muestro de grandes bloques, se considero intrascendente el efecto de la erosión en las superficies, así como de la cobertura de vegetación, nieve o sedimentos en ellas. Utilizando estos parámetros fueron recalculadas las edades de once muestras de morrenas presentadas por Zech et al. (2006) en el Valle el Encierro, que junto con las edades aportadas por este trabajo suman en total dieciocho edades de exposición para este valle.

36 CAPITULO 2: ANTECEDENTES TECTONICOS Y CLIMATICOS DE LOS ANDES SEMIÁRIDOS DEL NORTE DE CHILE

La relación entre los factores tectónicos y climáticos son los que determinan los modos y mecanismos de transferencia de materia en la superficie terrestre. Así, la variabilidad de estos factores explican los cambios en la velocidad y en los mecanismos de erosión, transporte y depositación de sedimentos. En este capitulo se presenta una revisión del estado del conocimiento en torno a la evolución tectónica y climática de los Andes semiáridos durante el Neógeno. La presentación del estado del conocimiento en estas materias, es fundamental para interpretar las variaciones espaciales y temporales de las velocidades y de los mecanismos de transferencia de materia en los Andes semiáridos. Cabe señalar que los factores tectónicos se registran en los modos y mecanismos de transferencia de materia a escala de millones de años, mientras que la influencia de los factores climáticos queda registrada a escala de miles de años. Es por esto, que la revisión de los antecedentes climáticos y tectónicos se desarrolla a diferentes escalas de tiempo: los factores tectónicos son revisados a escala de millones de años involucrando a todo el Neógeno, mientras que los factores climáticos a escala de miles de años, abarcando las fluctuaciones climáticas asociadas al ultimo ciclo glaciar-interglaciar del Cuaternario Tardío.

37 2.1. Tectónica y orogénesis Neógena de los Andes Semiáridos

El alzamiento de los Andes Centrales resulta del acortamiento cortical y actividad magmática asociada a la subducción de la Placa de Nazca bajo la Placa Sudamericana (Coira et al., 1982). Es durante el Neógeno cuando se desarrolla una de las más importantes fases de construcción de los Andes, la Fase Quechua de la orogénesis andina, que coincide con el aumento de las tasas de convergencia entre las placas Nazca y Sudamericana, luego de una restructuración de las placas oceánicas (Pilger, 1984; Wortel, 1984; Pardo- Casas y Molnar, 1987). En este contexto orogénico, la subducción de plateaux oceánicos, como el ridge de Juan Fernández, han jugado un importante rol en la horizontalización de la subducción en los Andes semiáridos (Fig. 2.1B, Yañez et al., 2001; Pardo et al., 2002; Yañez et al., 2002, Espurt et al., 2008), y en la evolución tectónica y magmática del ante-arco durante el Neógeno (Kay y Abruzzi, 1996; Kay et al., 1999, 2005; Kay y Mpodozis, 2002). La región de ante-arco en los Andes semiáridos está segmentada por el sistema de Falla Vicuña – San Félix de vergencia hacia al Oeste, y de dirección N-S (Reutter 1974; Maksaev et al., 1984; Mpodozis y Cornejo, 1986; Nasi et al., 1985). Este sistema de falla divide los Andes semiáridos en dos segmentos longitudinales de dirección N-S: la Cordillera de la Costa-Depresión Intermedia y la Cordillera Principal.

38 Figura 2.1: (A) Principales rasgos tectónicos y segmentación de los Andes. (B) Mapa geológico regional de los Andes semiáridos, simplificado de Sernageomin (2003). Se incluye la posición del Sistema de Falla de Atacama (SFA), de la Falla Vicuña – San Félix (FVSF) y de la Falla Baños del Toro – El Encierro (FBTE) y las divisorias de aguas de las cinco principales cuencas que cruzan el ante-arco andino.

39 2.1.1. Cordillera de la Costa-Depresión Intermedia

Las mayores estructuras de la Cordillera de la Costa de los Andes semiáridos son fallas de dirección NNE – SSW agrupadas en el segmento más austral del Sistema de Falla de Atacama (Fig. 2.1B; Segmento El Salado; Arabasz 1971; Naranjo, 1987). Este segmento, a su vez, se ha subdividido en tres sistemas de fallas principales de rumbo NNE – SSW (Fig. 2.2): Zona de Cizalle Infiernillo, el Sistema Corrido y Plegado Los Colorados y la Zona de Cizalle Algarrobo (Arévalo et al., 2003). Este sistema de fallas representa el eje de un arco magmático Jurasico-Cretácico que generó grandes complejos intrusivos y secuencias volcánicas (Fig. 2.2), cuyos remanentes erosionados conforman la Cordillera de la Costa (García, 2001). Así, la Cordillera de la Costa en la región semiárida representa un relieve anciano que, a pesar de su larga historia, ha sido escasamente denudado (<3 km) desde el Cretácico Superior (Cembrano et al., 2003). Si bien, existen evidencias de tectónica Cenozoica en esta cordillera, los movimientos involucrados son mucho menores que aquellos registrados para este periodo en la Cordillera Principal (Cembrano et al., 2003). Registros de actividad tectónica menor, durante el Neógeno, son observables en el núcleo Desierto de Atacama, al norte de la zona de estudio, donde el clima más árido permite su preservación (e.g. González et al., 2003). Sin embargo, también en el extremo sur del Desierto de Atacama, se pueden observar registros geomorfológicos y estratigráficos de la actividad tectónica durante el Neógeno en la cordillera de la Costa. En efecto, los sucesivos pulsos de agradación e incisión de gravas depositadas en paleo-valles que habían sido labrados durante el Oligoceno – Mioceno inferior y cuyas facies sedimentarias son correlacionables con las Gravas de Atacama (Mortimer, 1973, Paskoff, 1970; Riquelme et al., 2003, 2007; Sillitoe et al., 1968), habría estado controlado en parte por la variabilidad entre el alzamiento y la estabilidad tectónica durante el Mioceno (Riquelme et al., 2003, 2007). Sin embargo, la agradación podría estar ligada a la aridización del clima durante el Mioceno, lo que restringió la capacidad de transporte de sedimentos (Nalpas et al., 2008).

40 Figura 2.2: Marco geológico regional del tramo inferior de la cuenca del Río Huasco. Se indica los tres sistemas de fallas principales de rumbo NNE – SSW (Arévalo et al., 2003): Zona de Cizalle Infiernillo, el Sistema Corrido y Plegado Los Colorados y la Zona de Cizalle Algarrobo. Geología y estructuras simplificadas de Moscoso et al. (1982) y Welkner et al. (2006).

41 Ante la contundencia de evidencia en ambos sentidos, resulta cómodo pensar que fue la combinación entre el control tectónico y climático, el que determinó la depositación-preservación de las Gravas de Atacama durante el Mioceno, así como el cese de su depositación en el Mioceno Superior. Nalpas et al. (2008) sugieren que el cese de la depositación y la preservación de las Gravas de Atacama, seria la respuesta al paso definitivo a una condición hiper- árida durante el Mioceno Superior. A pesar que según las dataciones de K-Ar, la edad minima de las Gravas de Atacama seria aproximadamente 9 Ma, la falta de la parte superior de la sucesión sugiere que la depositación de ellas pudo haber continuado hasta finales del Mioceno (Naranjo y Paskoff, 1980), cuando procesos de difusión de laderas generaron un pedimento que representa la superficie de las Gravas de Atacama, denominado el Pediplano de Atacama, ampliamente distribuido en el Desierto de Atacama (Hollingworth, 1964; Sillitoe et al., 1968; Mortimer, 1973). En los Andes semiáridos superficie de pedimentos en la Cordillera de la Costa representan la extensión sur del Pediplano de Atacama. Este pediplano se encuentra escasamente incidido, determinando un paisaje maduro, de bajas pendientes y relativamente plano en la Cordillera de la Costa (Aguilar et al., en preparación; incluido en Apéndice 2.1). El paisaje maduro evidenciaría la predominancia de un régimen tectónico estable, con tasas de alzamiento moderadas. Sin embargo, en torno a las principales cuencas hidrográficas de los Andes semiáridos, se reconocen secuencias fluviales encajadas en las Gravas de Atacama (Fig. 2.3A), que indicarían que la recurrencia de ciclos de agradación e incisión ha continuado durante el Mioceno Superior – Pleistoceno. Herrera y Verdejo (2009), sugieren que estas secuencias fluviales se encajan entre si en la cuenca del Río Huasco, formando niveles de terrazas sin evidencias de un control eustático en su origen como planteaba Paskoff (1970), si no que más bien su origen estaría relacionado a las variaciones de la tasa de solevantamiento regional de los Andes como señalaba Mortimer (1973). Sin embargo, los factores climáticos podrían haber jugado un rol preponderante en la incisión y formación de los diferentes niveles de terrazas (Naranjo y Paskoff, 1980).

42 La actividad tectónica Neógena ha sido también deducida del estudio de sucesiones sedimentarias y terrazas marinas que dan cuenta de la historia de alzamiento y subsidencia del borde costero de la Cordillera de la Costa. En la Bahía de Tongoy (30° Lat. Sur) y en Carrizalillo (2 9° Lat. Sur), estudios estratigráficos en cuencas marinas Neógenas, indican la alternancia de periodos de subsidencia, entre 12 -10 Ma y 7 - 2 Ma, con periodos de bajas tasas de alzamiento, del orden de 0,02 mm/a para 10 - 7 Ma, a 0,08 mm/a para < 2 Ma (Le Roux et al., 2005, 2006). Le Roux et al. (2005) sugieren que el alzamiento estuvo asociado a la migración del ridge Juan Fernández bajo la placa continental. Además, se han propuesto como mecanismos generadores de alzamiento tectónico costero, la ruptura de interfases sismogénicas durante grandes terremotos de subducción (Darwin 1846; Ortlieb et al. 1996); o la interacción entre la erosión tectónica y la posterior subducción del material erodado hasta la interfase entre placa subductada y placa continental (e.g. Melnick y Echtler, 2006). Es importante destacar la presencia de facies fluviales de estuarios en los depósitos de las cuencas marinas Neógenas, concentradas entre los 10 y 4 Ma (Le Roux et al., 2006). Estas facies transicionales-continentales podrían evidenciar la respuesta erosiva a pulsos de alzamiento regional post 10 Ma que indican Riquelme et al. (2003), que habría permitido la reconexión del ante-arco interno hacia el océano. Sin embargo, Le Roux et al. (2006) indican que las características sedimentológicas y litológicas de las facies continentales están asociadas a la erosión y transporte de sedimentos acarreados solo desde la Cordillera de la Costa, y no a sedimentos derivados de la erosión de la Cordillera Principal, por lo que más bien su presencia parece estar asociado a periodos de mayor precipitación o alzamiento locales en la Cordillera de la Costa, los que habrían determinado una mayor erosión y transporte de sedimentos. Otras evidencias de actividad neógena en la Cordillera de la Costa se observan en la zona costera, donde la preservación de terrazas marinas permite el registro de alzamiento relativo durante el Pleistoceno. La altitud y edades de exposición 10Be de terrazas marinas en Altos de Talinay (30° Lat . Sur), indican tasas de alzamiento de entre 0,103 ± 0,07 y 1,16 ± 0,42 m/ka para el Pleistoceno Superior (Saillard et al., 2009). Más al norte, en Bahía Inglesa

43 (27° Lat. Sur), Quezada et al. (2007), usando esta vez edades de exposición 21Ne – lo que permite ampliar el rango de edad con respecto a las edades se exposición 10Be-, calcularon tasas de alzamiento más conservadoras, de solo 0,28 ± 0,02 m/ka para el Pleistoceno Medio. Marquardt et al. (2004) indican un alzamiento continuo durante los últimos 430 ka, que varia a lo largo de la costa de Bahía Inglesa y Caldera entre 0,23 y 0,39 m/ka, con un valor promedio de 0.31 m/ka. Estos antecedentes revelan que la Cordillera de la Costa se ha alzado generalizadamente desde el Pleistoceno, concordando con el ultimo pulso de alzamiento propuesto por Le Roux et al. (2006).

2.1.2. Cordillera Principal

El paisaje relativamente plano y maduro de la Cordillera de la Costa, finaliza abruptamente en la posición de la Falla Vicuña – San Félix (Fig. 2.1B), dando origen a un paisaje escarpado y joven de la Cordillera Principal occidental (Aguilar et al., en preparación). Esta falla afecta a secuencias volcánicas de edad Cretácico Superior - Paleógeno y cuerpos intrusivos de edad Paleoceno - Eoceno. Las edades de las rocas afectadas por esta falla indican el Oligoceno es la edad máxima de esta falla, época geológica que ha sido atribuida como la edad de inicio del alzamiento de la Cordillera Principal (e.g. Cembrano et al., 2003; Charrier et al., 2005). Equivalentes a la Falla Vicuña - San Félix se presentan al sur y norte de la zona de estudio. Hacia el sur la Falla Pocuro – San Ramón de dirección N-S, ha sido interpretada como la responsable de la segmentación entre la Cordillera Principal y la Depresión intermedia entre los 36° - 33° Lat. Sur (Brüggen, 1950; Carter y Aguirre, 1965) y de la formación de la Cuenca Extensional Abanico durante el Oligoceno – Mioceno inferior (Charrier et al., 2005). Por otro lado, en el extremo norte de la zona de estudio y hasta la latitud de Iquique (20° Lat. Sur), se extiende en dirección N-S el Sistema de Falla de Domeyko (Maksaev y Zentilli, 1999; Tomlinson et al., 1994; Mpodozis et al., 1993). Este sistema de fallas separa diferentes dominios litológicos del Mesozoico, indicando que el comienzo de su actividad y su influencia en la configuración del ante-arco se produjo en el Jurasico (Cornejo et al., 1993,

44 Cornejo y Mpodozis, 1996; Tomlinson et al., 1999). Durante el Eoceno- Oligoceno inferior una deformación transpresiva siniestral es acomodada por esta falla, acompañada por la formación de un arco volcánico–intrusivo (Reutter et al., 1991; Niemeyer, 1999; Tomlinson et al., 1999; Randall et al., 2001). A pesar de la evidente disrupción morfológica que representa la Falla Vicuña – San Félix y sus extensiones hacia el norte y sur del área de estudio, son escasos los registros de su actividad Neógena. En el extremo norte de la zona de estudio se han identificado escarpes menores, que Audin et al. (2003) atribuyen a la reactivación Plio-Cuaternaria del Sistema de Falla de Domeyko, que habría generado movimientos relativos entre la Depresión Intermedia y la Precordillera. Por otro lado, Rauld et al. (2006), basándose en la observación de escarpes de fallas a la latitud de Santiago (33° Lat. Sur), indican que la Falla San Ramón-Pocuro, presento una importante actividad de movimiento inverso durante el Neógeno e incluso podría haber estado activa recientemente. Estudios geomorfológicos al norte de la región de estudio han sugerido un mecanismo alternativo de alzamiento (Isacks, 1988; Lamb et al., 1997; Riquelme et al., 2007), y que fue acomodado por un basculamiento y flexura regional del ante-arco de aproximadamente 1,3°, más que al acomodo por fallas particulares. Al este de la traza de la Falla Vicuña – San Félix, se suceden una serie de fallas inversas de alto ángulo, de dirección N–S (Fig. 2.1B). Estas fallas seccionan a los intrusivos del Carbonífero – Triásico y a secuencias volcánicas del Pérmico – Triásico que dominan la Cordillera Principal. Entre los 28°30’ y 30°30’ Lat. Sur, se ubica la traza de la Falla Baño s del Toro – Chollay (Nasi et al., 1990) a una distancia de entre 50 a 60 km al este de la Falla Vicuña – San Félix (Fig. 2.1B). Según Cembrano et al. (2003), los movimientos de la Falla Baños del Toro – Chollay habrían jugado un importante rol en el alzamiento y denudación de la Cordillera Principal. En efecto, edades trazas de fisión en apatito de entre 34 y 9 Ma parecen confirmar fases de alta tasa de denudación durante el Oligoceno y Mioceno (Cembrano et al., 2003). Por el contrario edades de trazas de fisión más antiguas en la Cordillera de la Costa sugieren escaso alzamiento y denudación. Una discusión en torno a estas edades de trazas de fisión en apatito, y su significancia en cuanto al alzamiento diferencial

45 de la Cordillera Principal y la denudación resultante, se presenta en el artículo incluido en Apéndice 2.1 (Aguilar et al., en preparación). Según Charrier et al. (2005), la Falla Baños del Toro – Chollay, así como sus equivalentes hacia el sur, representa una falla normal que inicialmente acomodo la extensión de la Cuenca Abanico, definida entre los 36° y 33° Lat. Sur, y que luego se invirtió en el periodo de engrosamiento cortical del Neógeno. Sin embargo en la Cordillera Principal occidental de los Andes semiáridos las secuencias volcánicas-sedimentarias asociadas a la Cuenca Abanico están ausentes, lo que según Charrier et al. (2005) estaría indicando una fuerte denudación asociada a la inversión de la cuenca que habría erosionado estas secuencias. Cuerpos intrusivos de edad Oligoceno a Plioceno cercanos a las fallas inversas, evidencian el ascenso y estancamiento de magmas por el paso de un régimen extensional a uno compresional que permitió la formación y posterior inversión de la Cuenca Abanico (Charrier et al., 2005). El sustrato volcánico–intrusivo del Permico – Triasico de la Cordillera Principal, está fuertemente incidido por los sistemas fluviales actuales, los cuales corresponden a cañones que alcanzan 2 km de profundidad. Sin embargo en los interfluvios se preservan vestigios de antiguas superficies de bajo relieve que en rasgos generales son equivalentes al paisaje de pediplanicies de la Cordillera de la Costa. Así, la estructura general del paisaje que denotan estos pedimentos se habría generado a una altura menor a la actual (Farias et al., 2008), es decir, antes del alzamiento de la Cordillera Principal. La respuesta erosiva luego de un pulso de alzamiento de la Cordillera Principal, diseccionó este paisaje sub-planar y habría excavado los valles actuales (Fig. 2.3B). Es la combinación de estas geoformas la que determina el paisaje joven y fuertemente incidido de la Cordillera Principal (Aguilar et al., en preparación). Al este de la Falla Baños del Toro – Chollay, entre los 28°30’ y 30°30’ Lat. Sur, se desarrolla una unidad morfo-estructural que se caracteriza por una cubierta de secuencias volcánicas del Oligoceno – Mioceno Superior, que sobreyacen en discordancia al sustrato intrusivo-volcánico del Permico– Triasico (Fig. 2.1B; Martin et al., 1995, 1999; Bissig et al., 2001). La geoquímica de estas secuencias volcánicas evidencia un gradual enriquecimiento de

46 elementos de tierras raras, que es interpretado como una señal del progresivo engrosamiento de la corteza durante el Neógeno (Kay y Abbruzi, 1996). Charrier et al. (2005), sugieren que estas secuencias volcánicas, representan los depósitos más orientales de la Cuenca Abanico definida entre los 36° y 33° Lat. Sur, dondesus depósitos se disponen más al oeste, sobre la Cordillera Principal occidental. Similar a lo que acontece en la Cordillera Principal occidental, los interfluvios de los sistemas fluviales en la Cordillera Principal oriental, están dominados por superficies de bajo relieve. Sin embargo, estas se disponen a mayor altitud y suelen estar cubiertas por secuencias volcánicas Neógenas y afectadas por alteración supérgena. Esta ultima, responsable de la importante mineralización de oro de la región (e.g. Pascua-Lama). En base a una correlación regional y edades Ar-Ar de rocas volcánicas, Bissig et al. (2002) definieron tres superficies escalonadas de bajo relieve. Estas superficies marcarían tres episodios de pedimentación (16 ± 1 Ma, 13 ± 1 Ma y 8 ± 2 Ma), separados por dos periodos de incisión. La alteración y precipitación de Au-Ag- Cu en la zona estaría ligada a la incisión y la formación de paleo-valles que representan el último de estos pedimentos (Bissig et al., 2002). Una tercera fase de incisión habría incidido al pedimento más joven (8 ± 2 Ma), generado los valles actuales. Mayores detalles de los relictos de pedimentos localizados en los interfluvios de la Cordillera Principal oriental, así como de su incisión, se abordan en el Capitulo 4 y en el artículo incluido en el Apéndice 2.1 (Aguilar et al., en preparación). Especial interés se desarrolló en torno al cálculo de las tasas de erosión asociada a la incisión de los pedimentos y los factores que la habrían gatillado. La incisión de estos pedimentos podría responder al arribo de la erosión regresiva hasta la Cordillera Principal oriental, en respuesta a episodios de alzamiento ocurrido durante el Oligoceno - Mioceno.

2.2. Caracterización y factores que controlan el clima semiárido

Schwerdtfeger (1976) divide los Andes en tres zonas caracterizadas por su condición climática: 1. Entre 10° Lat. Norte y 12° Lat. Sur la zona tropic al

47 está bajo la influencia de flujos atmosféricos húmedos y cálidos generados en el Océano Atlántico y en la Cuenca Amazónica, y que son transportados hacia el oeste (easterlies). Estos flujos determinan precipitaciones concentradas en verano austral (Vuielle y Keimig, 2004); 2. Entre 12° y 28° Lat. Sur la zona sub- tropical está dominada por la presencia del anticiclón del Océano Pacifico, que determina una condición árida a hiper-árida característica del Desierto de Atacama (Van Husen, 1967, Miller, 1976, Aceituno et al., 1993, Vuille y Amman, 1997). En esta zona el debilitamiento o migración estacional del anticiclón permite una alternancia de la influencia de los flujos del oeste durante el invierno y de los flujos del este durante el verano. 3. Entre 28° y 50° Lat. Sur la zona extra-tropical está bajo la influencia de los flujos atmosféricos generados en el Océano Pacifico, y transportados hacia el este por las corrientes atmosféricas húmedas provenientes del oeste (westerlies). Estos flujos determinan la predominancia de precipitaciones durante el invierno (Vuille y Amman, 1997). Los Andes semiáridos del norte de Chile (28° - 32° Lat. Sur) se localizan en el extremo norte de la zona extra-tropical, zona influenciada por los westerlies (Fig. 2.3A). Dada su posición, las lluvias se concentran durante los meses invernales, que entre mayo y agosto representan el 90% de las precipitaciones anuales (Montecinos y Aceituno, 2003). El debilitamiento hacia el sur, junto con el bloqueo que ejerce la Cordillera Andina, impide que los easterlies, sean un componente atmosférico importante en el clima de los Andes semiáridos chilenos. De esta forma el clima se mantiene calido y árido desde septiembre a abril (Montecinos y Aceituno, 2003). Sin embargo, recientes estudios indicarían la importancia del influjo de masas húmedas y calidas, conducidas por los easterlies en la producción de precipitaciones convectivas nivosas durante el verano, y en la actual presencia de glaciares en la Cordillera Principal oriental (Begert, 1999; Kull et al., 2002; Luebert y Pliscoff, 2006; Dietze et al., 2008). Masas húmedas asociadas a los easterlies, favorecerían la ocurrencia de periodos de mayor humedad durante el Pleistoceno Tardío y Holoceno en los Andes semiáridos (Zech et al., 2006, 2007; Riquelme et al., en prensa).

48 El gradual debilitamiento de los westerlies hacia el norte, implica que los Andes semiáridos correspondan a una zona clave para comprender la acción, en tiempo y espacio, de los westerlies y del anticiclón del Océano Pacifico, los dos principales componentes atmosféricos que influyen el clima de la vertiente occidental de los Andes en estas latitudes. En efecto, un marcado incremento de las precipitaciones se observa de norte a sur entre los 28° y 32° Lat. Sur (Luebert y Pliscoff, 2006). Las precipitaciones anuales se incrementan hacia el sur desde 25 hasta 200 mm en la Cordillera de la Costa y Cordillera Principal occidental, mientras que en la Cordillera Principal oriental esta variación es desde 50 hasta 400 mm anuales sobre los 3.000 m s.n.m. (Fig. 2.3B) (Almeyda y Sáez, 1958; Miller, 1976). Las variaciones interanuales de las precipitaciones en los Andes semiáridos están fuertemente controladas por el sistema de Oscilación del Sur El Niño (ENSO en su sigla en ingles). Los periodos calidos de eventos El Niño desencadenan la intensificación y densificación de las lluvias (Aceituno, 1988). Solo son dos las estaciones meteorológicas que han registrado la variación de las precipitaciones desde comienzos del siglo 20 hasta el presente: La Serena (29°54’S, 71°12’W, 142 m s.n.m.), desde 1870, y Pue rto Oscuro (31°25’S, 71°34’W, 140 m s.n.m.), desde 1911. El registro mue stra la declinación de las precipitaciones durante el siglo 20 (Santibañez, 1997, Le Quesne et al., 2006; Favier et al., 2009). Sin embargo, es durante los primeros 30 años del siglo 20, cuando esta declinación es más notoria, y específicamente a partir del año 1908 resalta la disminución de un 50% de las precipitaciones (Favier et al., 2009). Debido a la fuerte influencia del ambiente marino son débiles las variaciones estaciónales de la temperatura en la Cordillera de la Costa (Miller, 1976). En efecto el promedio de la temperatura máxima para el mes más frío (julio) es de entre 22 y 25°C, mientras que la del mes más calido es de entre 28 y 30°C (Almeyda y Sáez, 1958). Hacia el este, la in fluencia oceánica en la temperatura disminuye lo que acrecienta las variaciones estaciónales de la temperatura. Además, se hace notar la disminución de la temperatura por la creciente altitud de la Cordillera Principal. Es así como sobre los 3.000 m s.n.m. dominan las precipitaciones nivosas, dadas las bajas temperaturas registradas en la Cordillera Principal.

49 Figura 2.3: (A) Segmentación climática y los principales factores que determinan el clima en los Andes Centrales. (B) Gradiente N- S de precipitaciones en los Andes semiáridos. Las curvas de iso-precipitación (mm/años) fueron calculadas usando el método de interpolación Kriging de medidas de estaciones meteorológicas entre 1964 y 1990. Tomado de Barichivich et al. (2008). Se incluye la segmentación morfo-estructural descrita en la sección anterior.

2.2.1. Precipitaciones orográficas

Un aspecto a remarcar en los Andes semiáridos, es el contraste E-W entre las relativamente escasas precipitaciones anuales en la Cordillera de la Costa y Cordillera Principal occidental, con las abundantes precipitaciones en la Cordillera Principal oriental (Fig. 2.3B). Al norte de los 28° 30’ Lat. Sur, las precipitaciones en la alta cordillera (25-50 mm/año) representan el doble de las registradas en las zonas más bajas ubicadas hacia el oeste (<25 mm/año).

50 Entre los 28° 30’ y 30° 30’ Lat. Sur, las precipita ciones anuales en la Cordillera Principal oriental (100-400 mm/año) cuadriplican las de zonas más bajas hacia el oeste (25-100 mm/año). Finalmente, entre los 30° y 32° Lat. Sur se debilita el contraste (1:2) entre las precipitaciones en la alta cordillera y las zonas más bajas (100-400 mm/año). Luego, la Cordillera Principal oriental podría estar reforzando el control orográfico de las precipitaciones entre los 28° 30’ y 30° 30’ Lat. Sur (Fig. 2.3B). Sin embargo, la escasez de estaciones meteorológicas impide una descripción detallada del efecto orográfico de la Cordillera Principal oriental sobre las precipitaciones. La variación E-W de las tasas de precipitación anual indica la pronunciada dependencia orográfica de las precipitaciones en los Andes semiáridos. Dos factores adicionales a las precipitaciones originadas por flujos frontales provenientes del Océano Pacifico, refuerzan esta dependencia orográfica (Garreaud et al., 2008): 1. Alzamiento de flujos húmedos de baja altitud sobre la vertiente occidental de los Andes lo que implica que las precipitaciones continentales sean 2 o 3 veces más grandes que las oceánicas. 2. Durante el verano corredores de baja altitud entre la ladera oriental de los Andes y el Plateau Brasileño, canalizan los flujos húmedos y calidos del este, llevándolos hacia el sur hasta los 35° Lat. Sur. Cualquiera que sea el factor que gatilla las precipitaciones orográficas, la mayor expresión del contraste E-W, se localiza entre los 28° 30’ y 30° 30’ Lat. Sur, con una relación de 1:4, coincidiendo con la ubicación de las cuencas de los ríos Huasco y Elqui en la Cordillera Principal oriental (Fig. 2.3B). Si bien, la escasez de estaciones meteorológicas en la alta cordillera andina impide una real valoración de las precipitaciones orográficas en estas cuencas, las mediciones de estaciones meteorológicas existentes, junto a modelos atmosféricos y estudios hidrológicos, indican que las precipitaciones orográficas se incrementan en intensidad y frecuencia en la Cordillera Principal oriental, y que ellas jugarían un importante rol en la alimentación de los caudales de los tributarios ubicados en la alta cordillera de los Andes semiáridos (Favier et al., 2009). En la cuenca del Río Huasco las estaciones meteorológicas se ubican por debajo de los 2.000 m s.n.m., en la Cordillera de la Costa y Cordillera Principal occidental. El análisis de datos meteorológicos aportados por 11 estaciones

51 evidencia el aumento de las precipitaciones anuales con la altitud desde 40 a 90 mm/año (Fig. 2.4A). Los datos mensuales muestran que las lluvias se concentran durante los meses invernales, entre mayo y agosto (Fig. 2.4B). A lo largo de todo el año existe la tendencia de aumento de las precipitaciones con la altitud. La ausencia de estaciones en la Cordillera Principal oriental en la cuenca del Río Huasco, impide conocer la estacionalidad y las tasas de precipitaciones por sobre los 2.000 m s.n.m. Sin embargo, ya en la Cordillera Principal occidental, se insinúa el aumento de las precipitaciones con la altitud y la presencia de precipitaciones de verano solo sobre los 1.000 m s.n.m., las que generalmente ocurren en forma nivosa. Vuille y Amman (1997) estimaron que la tasa de precipitación en la alta cordillera de la cuenca del Río Huasco es de 300 mm/a. La presencia de una estación meteorológica a los 3.160 m s.n.m. en la cuenca del Río Elqui (La Laguna), permite conocer las tasas de precipitación anual en el extremo oeste de la Cordillera Principal oriental, y compararlas con las observadas en zonas más bajas de la cuenca del Río Elqui (Favier et al., 2009). A pesar que el valor promedio de las precipitaciones (161 mm/año) es considerablemente mayor que las registradas en estaciones ubicadas aguas abajo (<110 mm/año), es similar a los valores que aportan estaciones ubicadas a menor altitud, pero en otro brazo de la cuenca del Río Elqui (158 mm/año; Fig. 2.4C). Esta situación sugiere que el gradiente de precipitación con la altitud depende de la orientación de cada tributario de la cuenca, situación que dada la posición de las estaciones meteorológicas no está registrada a lo largo de la cuenca del Río Huasco. A pesar que se espera que la acumulación de nieve sea mayor en las proximidades de un glaciar, el análisis de los testigos de hielo del glaciar el Tapado (Ginot et al., 2006) (4.500 – 5.200 m s.n.m.), ubicado 3 km aguas arriba de la estación meteorológica La Laguna, argumenta a favor del aumento de las precipitaciones con la altitud en la Cuenca del Río Elqui: entre 1921 y 1998 la acumulación anual fue de 515 mm/año (Ginot et al., 2006), 3,2 veces la precipitación anual reportada entre 1995 y 2006 por la estación meteorológica La Laguna ubicada aguas abajo.

52 Los datos aportados por la estación meteorológica temporal instalada entre marzo de 1998 a febrero de 1999 en el glaciar el Tapado, indican mayor humedad en diciembre y enero en comparación con los meses entre agosto y octubre (Begert, 1999). Por otro lado, este autor sugiere que entre 1995 a 1997 el porcentaje de precipitaciones convectivas de verano, aumenta con la altitud, en el total de precipitaciones anuales en la cuenca del Río Elqui. Sin embargo, la corta duración de los registros de la estación temporal del Glaciar El Tapado, sumado a las fuertes variaciones interanuales del porcentaje de humedad durante los meses invernales, impide que estos datos sean considerados validos a largo plazo. Resumiendo, el análisis de los registros de precipitación a lo largo de las cuencas de los ríos Huasco y Elqui indica el aumento del promedio de precipitaciones anuales con la altitud y la presencia de precipitaciones estivales aguas arriba de las cuencas, por sobre los 1.000 m s.n.m. Sin embargo el análisis no permite discriminar si el aumento de las precipitaciones y la presencia de precipitaciones estivales en la Cordillera Principal representan la influencia de flujos húmedos provenientes del este o se relacionan a precipitaciones orográficas que se mantienen durante todo el año, reforzando las precipitaciones frontales durante el invierno, y que en el verano son las que permiten eventos de precipitación en la Cordillera Principal. Sea cual sea el factor dominante, las mayores tasas de precipitación en la Cordillera Principal oriental y la fusión de la nieve acumulada son las que parecen sustentar el recurso hídrico de las cuencas (Favier et al., 2009).

2.3. Hidrografía de los sistemas fluviales

En la vertiente occidental de los Andes se observa un incremento del promedio de la escorrentía superficial desde 0,2 l s-1 km-2, a los 18° Lat. Sur, hasta 80 l s-1 km-2, a los 43° Lat. Sur (Pepin et al., en prensa). Des taca la variación latitudinal de la escorrentía en los Andes semiáridos, donde, en la cuenca del Río Copiapó por el norte (0,1 l s-1 km-2), es hasta dos órdenes de magnitud menor que en la del Río Choapa, por el sur (9,5 l s-1 km-2). El aumento de la escorrentía en los Andes semiáridos presenta una correlación

53 positiva con las tasas de exportación de sedimentos en suspensión en los ríos: desde 0,5 t a-1 km-2 en la cuenca del Río Copiapó, hasta 75 t a-1 km-2 en la cuenca del Río Choapa (Pepin et al., en prensa). La correlación positiva a lo largo de los Andes semiáridos, entre el aumento de las precipitaciones hacia el sur (ver sección 2.2), con el aumento de la escorrentía superficial y las tasa de exportación de sedimentos, sugiere un fuerte control climático en la variación de las velocidades de transferencia de materia al interior de los sistemas fluviales en los Andes semiáridos. Sin embargo, una escala de tiempo de solo decenas de años, no es suficiente para evaluar la escorrentía y transferencia de materia a largo plazo, en una zona árida donde el flujo de agua es esporádico y en general los valles están secos. Es por esta razón que el estudio de la evolución de los valles debe realizarse a una escala de tiempo que abarque los periodos de activación de estos valles. La abundante precipitación en la Cordillera Principal oriental en relación con las zonas más bajas de los Andes semiáridos, junto con la predominancia de las precipitaciones nivosas, determina una gran acumulación de nieve por sobre los 1.200 m s.n.m. Sin embargo solo por sobre los 4.500 m s.n.m. la nieve perdura el suficiente tiempo para permitir la acumulación de hielo y eventualmente formar glaciares en las cumbres más altas (Favier et al., 2009). Sin embargo, la cobertura de glaciares en los Andes semiáridos alcanza escasamente los 74 km2 (Garin, 1987; Rivera et al., 2002). A pesar de la escasa cobertura de glaciares, su substancial disminución de volumen durante el siglo veinte seria un importante aporte a la escorrentía en las cuencas durante los últimos 50 años en los Andes semiáridos (e.g. Leiva 1999; Rivera et al., 2002, Oliva y Cerda, 2009). Sin embargo, Favier et al. (2009) indica que la fusión de los glaciares representa menos del 10% de la escorrentía de las cuencas durante los últimos 40 años, y si bien esta contribución ocurre, la reducida área de cobertura glacial no es suficiente para generar un incremento considerable de la escorrentía.

54 Figura 2.4: Grafico de datos pluviométricos medidos por estaciones de la Dirección General de Aguas ubicadas en las cuencas de los ríos Huasco y Elqui. (A) Promedio de precipitaciones anuales entre 1995 y el 2006 en la cuenca del Río Huasco, (B) Promedio de precipitaciones mensuales entre 1995 y el 2006 en la cuenca del Río Huasco, (C) Promedio de precipitaciones anuales en la cuenca del Río Elqui, tomados de Favier et al. (2009).

55 La escasa cobertura glacial en los Andes semiáridos, indica que son las extensas superficies cubiertas con nieve las que representan la principal fuente de alimentación de la escorrentía superficial en las cuencas tributarias de la Cordillera Principal oriental. El análisis de imágenes infrarrojas indica, que sobre los 3.000 m s.n.m., la cobertura nival es de 80% y 50%, durante 4 y 6 meses al año, respectivamente (Favier et al., 2009). En la cuenca del Río Huasco, donde la escorrentía superficial entre 1994 y 2006 fue de 1,1 l s-1 km-2 (Pepin et al., en prensa), la mayor escorrentía se presenta en diciembre y enero (~1,6 l s-1 km-2), en relación al resto de los meses (entre 1 y 0,7 l s-1 km- 2), lo que evidencia el carácter nival del sistema fluvial (Fig. 2.5A). Favier et al. (2009) puntualiza que junto con las precipitaciones orográficas, la fusión de la nieve durante los meses estivales, representan una gran contribución al balance hídrico de las cuencas tributarias ubicadas a gran altura en la Cordillera Principal oriental de los Andes semiáridos. Estos factores podrían estar condicionando los mayores valores de escorrentía que presentan algunas cuencas en comparación con las precipitaciones que ocurren en su superficie A pesar que los glaciares son escasos, y es bajo el aporte de ellos al balance hídrico de las cuencas, los glaciares rocosos si están ampliamente distribuidos en los Andes semiáridos (Brenning y Trombotto, 2006; Oliva y Cerda, 2009, Lohse, 2010). En base al cálculo del volumen de los glaciares rocosos y a la estimación de su reserva de agua, Oliva y Cerda (2009) sugieren que estos reservorios son de gran importancia para sostener el régimen hídrico durante los meses estivales. Así, el aporte de los glaciares rocosos podría explicar la ocurrencia de escorrentía estival, durante los meses sin precipitaciones y de nula cobertura nival. El carácter predominantemente nival, implica que los procesos de transferencia de materia al interior de los sistemas fluviales, estén controlados por los deshielos que comienzan en primavera (Fig. 2.5B). Este aspecto será retomado en la Capitulo 4 que trata sobre la estimación de las tasas de erosión en la cuenca del Río Huasco.

56 2.4. Antecedentes sobre el paleo-clima de los Andes semiáridos

Durante las ultimas dos décadas numerosos trabajos han contribuido a la reconstrucción de las variaciones paleo-climáticas del Cuaternario tardío en los Andes Centrales (ver bibliografía citada en Tabla 2.1). En esta reconstrucción resulta fundamental el conocimiento de la cronología y extensión de diferentes registros continentales que responden ante las variaciones de las condiciones de humedad y temperatura. Entre otros, podemos mencionar las variaciones de la cobertura glaciar y lacustre, así como cambios en paleo-fauna, flora y suelos. Son los frentes húmedos provenientes del Océano Pacifico (westerlies) y los procedentes desde el Amazonas y del Océano Atlántico (easterlies), los que aportan la humedad en los Andes Centrales. La disponibilidad de humedad y precipitaciones aportados por estos dos frentes atmosféricos es la que condiciona la presencia de la dinámica glacial en los Andes Centrales (e.g. Zech et al., 2008). Entonces, la historia glacio-climática de los Andes Centrales, así como la respuesta geomorfológica del relieve a los cambios climáticos, está controlada en gran medida por la evolución de estos flujos de humedad atmosférica. La revisión de los antecedentes paleo-climáticos que se presenta a continuación abarca el último ciclo glacial-interglaciar, desde el Last Glacial Maximum (LGM; 24-18 ka B.P.; Mix et al., 2001) hasta el presente. Actualmente el suministro de humedad en los Andes semiáridos es dominado por los westerlies, sin embargo estudios recientes indican fuertes variaciones en las condiciones de humedad durante el último ciclo glacial-interglaciar y que estarían relacionadas tanto con el fortalecimiento de los westerlies (e.g. Veit, 1993; 1996; Lamy et al., 2000), como por la expansión y fortalecimiento de los easterlies (e.g. Zech et al., 2006, 2007, 2008).

57 Figura 2.5: Escorrentía y carga de sedimentos en la estación fluviométrica del Río Huasco en Algodones (750 m s.n.m.).

58 Periodo Cambios climáticos Palinología-Paleofauna Paleo-lacustres Paleo-glaciología Paleo-suelos Último máximo glacial Fortalecimiento de los Avance glacial en los (>18 ka A.P.) westerlies en el Pacifico sur- Andes tropicales (27, 28, 30). oriental (3, 10, 11, 31) Probable avance glacial en los Andes semiáridos (22, 26, 29). Avance glacial en los Andes del centro y sur de Chile (3). Fase Tauca Intensificación de los Taxas afines con el Transgresión lacustre Tauca Avances glaciales en los Formación de luvisoles en los (18-14 ka A.P.) easterlies tropicales (12, 14, incremento de precipitaciones en los Andes Tropicales (7,8, andes tropicales (7,8,27, 28) Andes semiáridos (2, 4) 15) en el Desierto de Atacama (1, 24) Avance glacial en los 21, 23) Andes semiáridos (15, 22, 26, 27, 29). Aumento de precipitaciones (~600 mm/a) y descenso de las temperaturas (~6°C) en los Andes Centrales (13, 17, 28). Ultimo avance de la Glaciación Llanquihue en el centro sur de Chile (10,11). Fase Coipasa Intensificación de los Transgresión lacustre Avances glaciales en los Estabilización de morrenas en (13-11 ka A.P.) easterlies tropicales (12, 14, Coipasa en los Andes andes tropicales (7,8,27, 28) los Andes semiáridos (22, 26, 29). 15) Tropicales (7,8, 24). Avances glaciales  Depositación de sedimentos Intensificación de los Lagos proglaciales en los recesionales en los Andes finos en la Cuenca del Río Huasco westerlies en un contexto Andes semiáridos (29) semiáridos (22, 26, 27, 29). (4). general de aridez en los Exportación de sedimentos Andes semiáridos (31) desde la alta cordillera de los Andes semiáridos hacia el Océano

59 Pacifico (31) Holoceno Temprano – Condición Árida y calida (1, Taxas afines con la Formación de terrazas Desglaciación en los Andes Depositación de conos de Medio 2, 4, 16) disminución de lacustres en lagunas semiáridos (22, 26, 27, 29). detritos en los Andes semiáridos (11-5 ka A.P.) precipitaciones en el Desierto altiplánicas (24) (29) de Atacama (1, 20, 21, 25) Exportación de sedimentos Extinción de mega fauna glacigénicos finos aguas abajo de (5) los frentes glaciales (29) Formación de humedales en ambiente semiárido y depositación de sedimentos finos (5, 18, 19, 29). Erosión y preservación de suelos en los Andes semiáridos durante el holoceno temprano y medio respectivamente (2, 4). Holoceno Medio – Alternancia de periodos Transgresiones en las Pequeños avances Incipiente formación de suelos Tardío secos y húmedos (2, 4) lagunas de la Puna (6, 9) glaciales en los Andes en la costa (2,4, 25) (<5 ka A.P.) semiáridos (9) Exportación de sedimentos glacigénicos gruesos aguas abajo de los frentes glaciales e incisión de terrazas (29) (1) Villagran y Varela, 1990 ; (2) Veit, 1993 ; (3) Lowell et al., 1995 ; (4) Veit, 1996 ; (5) Gosjean et al., 1997a ; (6) Gosjean et al., 1997b ; (7) Clapperton et al., 1997; (8) Clayton and Clapperton, 1997; (9) Grosjean et al., 1998 ; (10) Denton et al., 1999 ; (11) Heusser et al., 1999 ; (12) Geyh et al., 1999 ; (13) Kull y Grosjean, 2000; (14) Betancourt et al., 2000 ; (15) Ammann et al., 2001 ; (16) Grosjean, 2001 ; (17) Kull et al., 2002 ; (18) Rech et al., 2002 ; (19) Rech et al., 2003 ; (20) Latorre et al., 2003 ; (21) Maldonado et al., 2005 ; (22) Zech et al., 2006 ; (23) Latorre et al., 2006 ; (24) Placzek et al., 2006 ; (25) Maldonado y Villagrán, 2006 ; (26) Zech et al., 2007 ; (27) Zech et al., 2008 ; (28) Blard et al., 2009 ; (29) Riquelme et al., en prensa; (30) Smith et al., 2005abc; (31) Lamy et al. (2000)

Tabla 2.1: Resumen de las principales características paleo-climáticas de la ladera oeste de los Andes Centrales, durante el Pleistoceno tardío – Holoceno.

60 Separado por una diagonal de extrema aridez ubicada entre los 25 y 27°S (Fig. 2.3A; Grosjean et al., 1998; Kull et al. , 2002; Zech et al., 2006, 2007, 2008), donde no se presentan evidencias de actividad glacial cuaternaria, son dos los segmentos de los Andes Centrales que presentan evidencias geomorfológicas de glaciaciones y donde aun persisten pequeños glaciares de montaña: 1. Andes Tropicales, con mayor influencia de los easterlies (Ammann et al., 2001), donde el último máximo avance glacial es sincrónico a dos fases húmedas (Clapperton et al., 1997; Clayton y Clapperton, 1997; Blard et al., 2009): entre 18-14 ka A.P. la Fase Tauca y entre 13-11 ka A.P. la Fase Coipasa; y 2. Andes extratropicales con predominancia de los westerlies (Veit, 1993; 1996; Lamy et al., 2000), donde está bien documentado un gran avance glacial entre los 24 y los 18 ka A.P., asociado al Last Glacial Maximum (LGM), que generó un basto casco glacial sobre la Cordillera de los Andes (Glaciación Llanquihue, Lowell et al., 1995; Denton et al., 1999). Una revisión de los avances glaciales durante el Cuaternario tardío en los Andes Centrales es presentada por Zech el al. (2008). Los Andes semiáridos se ubican al sur de la diagonal de extrema aridez (Fig. 2.3A), en el extremo norte de los Andes Extratropicales, sin embargo los datos geocronológicos no serian contundentes para indicar la presencia de glaciaciones en fase con el LGM (Zech et al., 2006, 2007, 2008). Varios autores han atribuido la ausencia de avances del LGM a la escasa humedad durante este periodo en los Andes semiáridos, similar a lo que aun persiste en la diagonal de extrema aridez (Zech et al., 2006, 2007, 2008). En efecto, al norte de los 27°S, en la diagonal de extrema aridez, el c lima más frió y seco durante el LGM impidió una suficiente alimentación de humedad para generar avances glaciales (Ammann et al., 2001). Por el contrario, Zech et al. (2006, 2007), con edades de exposición 10Be y 26Al en morrenas, han hecho notar que un periodo de humedad y de glaciación en los Andes semiáridos coincide con las fases húmedas tropicales producto de la intensificación de los easterlies. Estudios de paleo-suelos indican la formación de luvisoles en los Andes semiáridos, lo que seria concordante con una condición climática más húmeda durante este periodo (Veit et al., 1993, 1996). más al norte, en el Desierto de Atacama, también está documentado el incremento de las precipitaciones

61 durante este periodo mediante estudios palinologicos (Villagran y Varela, 1990; Maldonado et al., 2005, Latorre et al., 2006). En resumen, la historia climática del Cuaternario tardío en los Andes semiáridos está caracterizada por una aridización oscilante del clima durante el Holoceno, que a su vez determinó el retroceso de los glaciares construidos durante fases húmedas asociadas al fortalecimiento de los easterlies y westerlies durante el Pleistoceno tardío. Sin embargo, resulta paradojal la ausencia de un registro más preciso de los avances glaciales asociados al fortalecimiento de los westerlies durante el LGM, considerando que son ellos los que actualmente aportan el 90% de las precipitaciones en los Andes semiáridos. Indudablemente, la aridización y la creciente desaparición de los glaciares durante el Holoceno, resultan de una interacción compleja, en tiempo y espacio, entre la disminución de la influencia de los easterlies tropicales y la influencia de los westerlies. Los antecedentes paleo-climáticos serán relacionados con las variaciones de los modos y velocidades de transferencia de materia en la cuenca del Río Huasco durante el último ciclo glacial-interglaciar. Estudios geomorfológicos sugieren que las variaciones en la capacidad de erosión, transporte y sedimentación de los sistemas fluviales también pueden registrar las variaciones climáticas (Ballantyne, 2002; Riquelme et al., en prensa; Lamy et al., 2000). En el Apéndice 2.2, se incluye un articulo en revisión en la revista Quaternary Research (Riquelme et al., en prensa), donde se sugieren variaciones climáticas en los Andes semiáridos mediante la caracterización de los mecanismos de transferencia de sedimentos al interior de la cuenca del Río Elqui. Las implicancias de este estudio en cuanto a los modos de transferencia de materia en superficie serán abordados en extenso en el capitulo de discusiones junto a observaciones similares en la cuenca del Río Huasco.

62 CAPITULO 3: MORFOMETRÍA DEL RELIEVE EN LOS ANDES SEMIÁRIDOS DEL NORTE DE CHILE

Con el objetivo de diferenciar distintas formas del relieve a gran escala, se desarrolla en este capitulo un análisis morfométrico de las principales cuencas hidrográficas de los Andes semiáridos. La segmentación tectónica y las variaciones latitudinales del clima descritas en el capitulo precedente, hacen de esta región un sitio promisorio para conocer la dependencia de las formas del relieve ante estas variables. Nuestro análisis busca poner en evidencia por medio de la cuantificación de las formas del relieve, variaciones de los mecanismos y los modos de transferencia de masa al interior de las cuencas de drenaje. El análisis nos permite, por otro lado, seleccionar un segmento propicio, para luego, en el capitulo 4, calcular las velocidades de erosión y caracterizar los modos en que se transfiere la materia en las cuencas hidrográficas de los Andes semiáridos. A lo largo de la región de antearco de los Andes semiáridos se analizaron las variaciones de la pendiente (sección 3.1) y de la hipsometría (sección 3.2). El análisis se realizo en las cuencas tributarias de orden Strahler 2, de las cinco principales cuencas hidrográficas que cruzan el ante-arco de los Andes semiáridos: Copiapó, Huasco, Elqui, Limarí y Choapa. Para un análisis comparativo se distinguieron las cuencas de las diferentes unidades morfo- estructurales del ante-arco: Cordillera de la Costa, Cordillera Principal occidental y Cordillera Principal oriental. Los datos morfométricos para el análisis y construcción de las figuras, gráficos y tablas se presentan en el Apéndice 1. Finalmente se realizó una síntesis e interpretación del análisis morfométrico en términos de la articulación entre tectónica y clima, y su impacto en el grado de madurez del relieve (sección 3.3).

63 3.1. Análisis de pendiente

3.1.1. Variaciones latitudinales de la pendiente

Un análisis minucioso revela que si bien el relieve de la Cordillera de la Costa está dominado por planicies de baja pendiente su extensión varia de norte a sur. La extensión alcanzada por estas planicies se reduce hacia el sur: así; en las cuencas de los Ríos Copiapó y Huasco, el área relativa de estas superficies (pendiente inferior a 4°) varia entre 3 1 y 24 % del total del área del relieve (Tabla 3.1). Por el contrario, las planicies con valores inferiores a 4° son menos extensas en las cuencas de los Ríos Elqui y Choapa (6 y 5 % del área, respectivamente). Lo anterior evidencia que en general existe una mayor degradación del relieve de la Cordillera de la Costa hacia el sur. Sin embargo, en las zonas donde el borde costero traza penínsulas, se desarrollan planicies que rompen la tendencia de disminución de planicies hacia el sur. En efecto, en la cuenca del Río Limarí las planicies alcanzan el 23% del área de la cuenca, resultado de las extensas planicies de origen marino que se desarrollan en los Altos de Talinay (30-31°S; Fig. 3.1). Similar situa ción se observa en una península localizada entre la cuenca del ríos Huasco y del Elqui (~29°S; Fig. 3.1). Sin embargo en este caso la red fluvial de estas cuencas no drena las planicies costeras, por lo que no están incluidas en el área de la cuenca. Equivalentemente a lo observado en la Cordillera de la Costa, a lo largo de la Cordillera Principal es posible plantear un aumento del porcentaje relativo del relieve con altas pendientes en dirección al sur (Fig. 3.1). Una considerable superficie (6 % del área; Tabla 3.1) de la cuenca del Río Copiapó está cubierta por planicies con valores de pendiente menores a 4°, que representan pedimentos altos y planos ubicados en los interfluvios de la cuenca (ver Capitulo 2, Sección 2.1.1). El resto del paisaje (94% del área), con pendientes mayores a 4°, está conformado por la red de drenaje del Valle del Copiapó. En este caso solo el 5% del área de la cuenca tiene pendientes de valores superiores a los 35°. Más al sur, la cobertura de p edimentos disminuye (3 - 2 % del área) concentrándose en los interfluvios de mayor altitud. A su vez aumenta la superficie con valores de pendiente por sobre los 35° (23 - 11 % del área),

64 los que se concentran en torno a los cañones que constituyen la red de drenaje de los principales valles. Lo anterior indica un incremento de la incisión del relieve en dirección al sur. Destaca el gran porcentaje de área (23%) con valores por sobre los 35° en la cuenca del Río Elqu i.

3.1.1. Variaciones longitudinales de la pendiente

La Figura 3.1 muestra un modelo digital de pendiente para al ante-arco de los Andes semiáridos del Norte de Chile. Resalta la diferencia entre los bajos valores de pendiente en la Cordillera de la Costa, en relación con la Cordillera Principal. El análisis revela que el relieve de la Cordillera de la Costa está dominado por planicies en las cuales las redes de drenaje no comprenden una mayor incisión. Por el contrario, en la Cordillera Principal, altos valores de pendiente se concentran en los principales ejes de la red de drenaje, mientras que los interfluvios dominados por los pedimentos son relativamente más planos. Al considerar las cuencas tributarias, se observa en general una tendencia de aumento de la pendiente media con la altitud del exutorio de las cuencas (Fig. 3.2). Así, en general, las cuencas tributarias de la Cordillera de la Costa tienen una pendiente menor en relación con la Cordillera Principal. Las cuencas con exutorios más altos y ubicados en el segmento más oriental de la Cordillera Principal, tienen valores de pendiente similares, en relación con las cuencas de la Cordillera Principal ubicadas al Oeste y a menor altitud. Esta similitud, puede asociarse a que la preservación de los pedimentos y la incisión de los valles es equivalente en diferentes posiciones del sistema fluvial. La preservación de un paisaje senil en diferentes posiciones del sistema fluvial es una característica que ha sido atribuida a relieves que están en estado transitorio hacia el equilibrio dinámico, luego que han sido sometidos a un evento de alzamiento (e.g. Carretier et al., 2009a), pero que está lo suficientemente evolucionado como para que la respuesta erosiva ante este alzamiento alcance las zonas más altas del sistema fluvial.

65 Figura 3.1: Modelo digital de pendientes (°). Se indican los l ímites de las cuencas (líneas negras finas), los principales drenes de la red de drenaje (en rojo) y los limites de las principales unidades morfo-estructurales (líneas negras gruesas) del ante-arco de los Andes semiáridos. El modelo fue desarrollado con un modelo de elevación digital de ~90 m de resolución horizontal. Se aplico un filtro de valor medio que considera una ventana de 15 pixeles (detalles en metodología del Capitulo 1). En colores blancos se distribuyen las zonas con pendientes representativas de planicies sin incisión (<4°); en azul zonas canalizadas donde dominan los thalwegs (4-35°), y en amarillo zonas de dominios de ladera s probablemente con pendientes sobre su valor critico de estabilidad (>35°).

66 Cordillera de la Costa Cordillera Principal occidental Cordillera Principal oriental media <4° 4-35° >35° media <4° 4-35° >35° media <4 ° 4-35° >35° Copiapó 10 31 68 1 18 6 89 5 ------

Huasco 12 24 75 1 22 2 87 11 25 3 78 19

Elqui 18 6 88 6 26 2 75 23 25 2 81 17

Limarí 12 23 76 3 24 2 82 16 ------Choapa 17 5 92 3 23 3 84 13 ------Tabla 3.1: Valor promedio de la pendiente y porcentaje de área de las cuencas tributarias de orden Strahler 2 en tres rangos de valor de pendiente, que representan: planicies sin incisión (<4°), dominios de thalwegs (4-35°) y laderas proclives a colapsos (>35°). Las cuencas so n separadas considerando la unidad morfo-estructural donde se ubica: Cordillera de la Costa, Cordillera Principal occidental y Cordillera Principal oriental. Ver Apéndice 1 para detalles de la morfometría de cada cuenca tributaria.

3.2. Hipsometría de las cuencas

Las curvas hipsométricas de las cuencas de los ríos Copiapó, Huasco y Elqui tienen una forma sigmoidal a convexa y su integración entrega un valor entre 46 y 41 %, con una leve tendencia de disminución de la integral hipsométrica hacia el sur. Por el contrario, las curvas hipsométricas de las cuencas de los ríos Limarí y Choapa tienen una forma cóncava y su integración entrega un valor entre 35 y 31 % (Fig. 3.3). La hipsometría de las cuencas de los ríos Copiapó, Huasco y Elqui indica un relieve relativamente más joven y en desequilibrio, en comparación con el relieve relativamente más maduro que evidencia la hipsometría de las cuencas de más al sur, en los ríos Limarí y Choapa. Para cada cuenca se construyeron las curvas hipsométricas de las cuencas tributarias (Fig. 3.3). La variación longitudinal de los valores de la integral hipsométrica (Fig. 3.4), permite diferenciar relieves característicos de las unidades morfoestructurales del ante-arco, y evaluar la distribución de la incisión en ellas. Por otra parte, la variación latitudinal de la integral hipsométrica permite evaluar la evolución de la madurez relativa del relieve a lo largo de las unidades morfo-estructurales de los Andes semiáridos.

67 Figura 3.2: Gráficos de la relación entre pendiente media y la altura minima (exutorio) de las cuencas tributarias de orden Strahler 2. En los gráficos se distinguen las cuencas tributarias de la Cordillera de la Costa (rombos azules), de la Cordillera Principal occidental (rombos rojos) y de la Cordillera Principal oriental (rombos verdes) de las cinco cuencas consideradas: (A) Copiapó, (B) Huasco, (C) Elqui, (D) Limarí y (E) Choapa. En líneas segmentadas se incluye el valor promedio de la pendiente considerando el conjunto de cuencas de la Cordillera de la Costa, Cordillera Principal occidental y Cordillera Principal oriental.

68 Las estadísticas sobre los valores de las integrales hipsométricas para cada cuenca tributaria se presentan en la Tabla 3.2. Los valores de la integral hipsométrica de las cuencas tributarias de orden Strahler 2 se muestran en el Apéndice 1. La distribución de la integral hipsométrica en función de la altitud del exutorio de las cuencas tributarias traza una parábola abierta hacia abajo (Fig. 3.4B). El arco de la parábola que representa los tributarios de la Cordillera de la Costa y del sector occidental de la Cordillera Principal, indica una marcada tendencia de aumento de la integral hipsométrica, revelando el paso desde un relieve relativamente maduro en la Cordillera de la Costa, a uno relativamente joven en la Cordillera Principal occidental. El relieve joven de la Cordillera Principal occidental estaría marcado por la presencia de pedimentos en los interfluvios de las cuencas, y que están fuertemente incididas por los valles fluviales. Por el contrario bajos valores de la integral hipsométrica en las cuencas tributarias de la Cordillera de la Costa indican escasa incisión de los valles fluviales. En el articulo incluido en el Apéndice 2.1 (Aguilar et al., en preparación) se analiza y discute en detalle la marcada diferencia morfométrica entre la Cordillera de la Costa y la Cordillera Principal en la cuenca del Río Huasco. Es el vértice de la parábola trazada por la distribución de las integrales hipsométricas, el que marca el limite de la tendencia de mayor rejuvenecimiento del relieve hacia el este (Fig. 3.4). Luego de este quiebre, las integrales tienden a decrecer con la altitud del exutorio de las cuencas tributarias. La curvatura del arco de la parábola, es marcadamente menos pronunciada en la cuenca del Río Copiapó en relación con las cuencas de más al sur (Fig. 3.4). La menor curvatura se debe a la presencia de cuencas tributarias con bajos valores de integral hipsométrica en la Cordillera Principal. En efecto, en la cuenca del Río Copiapó, los bajos valores de la integral en la alta cordillera están fuertemente influenciados por la mayor preservación de pedimentos al interior de cuencas intramontanas, en particular a la menor incisión en el brazo norte de la cuenca. Por el Contrario, la hipsometría en el brazo sur es similar a las que se observan en esta misma posición del sistema fluvial en las cuencas más australes (Fig. 3.4).

69 La disminución de la integral hipsométrica hacia el este en las cuencas de los ríos Huasco, Elqui, Limarí y Choapa (Fig. 3.4) se puede atribuir a: 1. Las cuencas de la parte más oriental de La Cordillera Principal son casi íntegramente compuestas por superficies de pedimentos, y se encuentran colgadas con respecto al actual drenaje, lo que se traduce en un menor valor de la integral 2. La erosión asociada a las glaciaciones Cuaternarias, que excava el relieve formando valles en artesa, homogenizó la distribución de la altitud y consecuentemente disminuyendo el valor de la integral hipsométrica (Brocklehurst y Whipple, 2004; ver Capitulo 1, Sección 1.4.1.2). En la alta cordillera de las cuencas de los ríos Limarí y Choapa, el número de cuencas tributarias que presentan bajas integrales hipsométricas disminuye notablemente en relación con las cuencas tributarias de los ríos Huasco y Elqui (Fig. 3.4).

Cuenca Cordillera de la Costa Cordillera Principal occidental Cordillera Principal oriental Hipsometría (%) N° de Hipsometría (%) N° de Hipsometría (%) N° de Rango Prom cuencas Rango Prom cuencas Rango Prom ± cuencas ±stdv ±stdv stdv Copiapó 24-51 39 ± 8 31 26-67 46 ± 8 98 ------Huasco 32-46 38 ± 4 17 47-74 57 ± 6 26 42-60 52 ± 5 18 Elqui 29-64 47 ± 8 27 41-69 57 ± 6 23 34-56 47 ± 6 12 Limarí 16-63 37 ± 10 44 42-64 53 ± 6 28 ------Choapa 24-55 42 ± 7 29 36-70 54 ± 8 25 ------Tabla 3.2: Rango, promedio (prom) y desviación estándar (stdv) de las integrales hipsométricas de las cuencas tributarias de orden Strahler 2 en la Cordillera de la Costa, Cordillera Principal occidental y Cordillera Principal oriental. Se indica el número de cuencas tributarias en cada unidad morfo-estructural. Ver Apéndice 1 para detalles de la morfometría de cada cuenca tributaria.

70 Figura 3.3: Curvas hipsométricas de las cinco cuencas consideradas y de sus cuencas tributarias de orden Strahler 2. De norte a sur las cuencas consideradas son: (A) cuenca del Río Copiapó, (B) cuenca del Río Huasco, (C) cuenca del Río Elqui, (D) cuenca del Río Limarí y (E) cuenca del Río Choapa. De izquierda a derecha se presenta para cada cuenca: curva e integral hipsométrica, curvas hipsométricas de tributarios de orden Strahler 2, promedio de las curvas hipsométricas de los tributarios. Se distinguen las curvas de la Cordillera de la Costa (curvas azules), Cordillera Principal occidental (curvas rojas) y Cordillera Principal oriental (curvas verdes).

71 3.3. Síntesis y discusión de los principales implicancias del capitulo

El análisis de la pendiente e hipsometría, tanto para el relieve general de las principales cuencas hidrográficas que atraviesan el antearco de los Andes semiáridos, como para sus cuencas tributarias de orden Strahler 2 sugieren variaciones latitudinales y longitudinales del grado de madurez, tanto del conjunto del relieve como de las cuencas tributarias menores. En particular la pendiente y la hipsometría de las cuencas de orden Strahler 2, son herramientas poderosas para analizar la distribución y entender la naturaleza de superficies planas y relativamente altas en las cuencas hidrográficas. En las siguientes secciones se discuten estas variaciones en términos del alzamiento de la Cordillera Principal en relación a la Cordillera de la Costa y las variaciones latitudinales del clima en los Andes semiáridos.

3.3.1 Segmentación morfoestructural y alzamiento de la Cordillera Principal

A lo largo de los Andes semiáridos, la hipsometría y pendiente indican la segmentación morfoestructural del antearco en la Cordillera de la Costa y la Cordillera Principal: las pendientes aumentan bruscamente al pasar de la Cordillera de la Costa a la Cordillera Principal, a la vez que las curvas hipsométricas de la cuencas tributarias de orden 2 pasan de cóncavas a convexas, y el valor de la integral aumenta. Este brusco cambio refleja una disrupción en la morfología, que se traduce en un grado de madurez mucho menor para el relieve de la Cordillera Principal en relación al Cordillera de la Costa. La disrupción representa un salto en altitud entre la Cordillera de la Costa y la Cordillera Principal, que puede ser estimado a partir de la altitud de los relictos de pedimentos en ambas unidades fisiográficas.

72 Figura 3.4: (A) Mapa de distribución de las cuencas tributarias de orden Strahler 2 de las cinco cuencas que cruzan el ante-arco de los Andes semiáridos. El valor de la integral hipsométrica se expresa en tonos verdes y azules. Se incluye las principales unidades morfo-estructurales: Cordillera de la Costa, Cordillera Principal occidental y Cordillera Principal oriental. (B) Gráficos que relacionan los valores de la integral hipsométrica con respecto a la altura minima (exutorio) de las cuencas de orden Strahler 2. En los gráficos se distinguen las cuencas tributarias de la Cordillera de la Costa (rombos azules), de la Cordillera Principal occidental (rombos rojos) y de la Cordillera Principal oriental (rombos verdes) de las cinco cuencas consideradas. Las líneas horizontales representan el promedio de los valores de la integral hipsométrica para cada unidad morfoestructural. La curva negra revela la parábola trazada con la distribución de los valores de la integral hipsométrica con respecto a la altura y la línea segmentada vertical marca el vértice de la parábola y su altura.

73 El relieve de la Cordillera de la Costa representa un paisaje maduro formado por planicies de 1.000 m de altitud promedio (Fig. 3.5), que corresponderían a la extensión hacia el sur del Pediplano de Atacama (ver Capitulo 2, Sección 2.1.1), extensamente distribuido más al norte en el Desierto de Atacama (Hollingworth, 1964; Sillitoe et al., 1968; Mortimer, 1973). Ellas se desarrollan fundamentalmente en los extensos interfluvios de las grandes cuencas hidrográficas que vienen de la Cordillera Principal, y están aislados de la influencia de estos drenajes. El relieve de la Cordillera Principal representa un paisaje relativamente joven en relación con la Cordillera de la Costa, constituido por planicies en los interfluvios de las cuencas hidrográficas, que están incididos fuertemente por valles fluviales en los ejes principales de la red de drenaje (Fig. 3.5). Las planicies en los interfluvios de la Cordillera Principal son relictos de pedimentos que a grandes rasgos son equivalentes al Pediplano de Atacama, reconocido en la Cordillera de la Costa en estas latitudes, y que fue alzado y posteriormente incididos por los valles fluviales. En la cuenca del Río Huasco el salto de altitud alcanza 2.000 m entre la Cordillera de la Costa y la Cordillera principal. Mientras que en la Cordillera de la Costa el Pediplano de Atacama alcanza no más de 1.000 m s.n.m., los relictos de pedimentos en los interfluvios de la Cordillera Principal, varían entre 3.000 ± 500 m s.n.m. para la Cordillera Principal occidental y 4.000 m s.n.m. para la Cordillera Principal oriental (Fig. 3.5). La preservación de la superficies de pedimentos en la Cordillera Principal de la cuenca del Río Huasco, sugiere que el paisaje aun se encuentra en un estado transitorio de su evolución, y que en estas superficies las velocidades de erosión durante el Neógeno han permitido su preservación a pesar de la incisión de los valles contiguos. Ante esta situación, podemos imaginar que ha perdurado un clima relativamente árido durante el Neógeno y que impidió la degradación completa de los pedimentos, mientras que a su vez se desarrollaba la incisión de los valles, resultado de la erosión regresiva ante el estimulo de alzamiento, y que fue alimentada por la escorrentía proveniente desde la alta cordillera, donde las precipitaciones han sido más abundantes dado el control orografíco de las precipitaciones.

74 Figure 3.5: Perfiles topográficos que indican la altitud minima, media y máxima para un franja longitudinal de 145 km de ancho, que circunscribe la cuenca del Río Huasco. La altitud minima (línea gris inferior) indica el thalweg de los valles troncales de la cuenca. Con respecto a la altura media (línea negra), el thalweg está incidido menos de 1 km en la Cordillera de la Costa, y hasta ~2 km en la Cordillera Principal. La altitud media corresponde a las superficies de pedimentos colgadas en los interfluvios (ver figura 4.2, Capítulo 4). Mientras que en la Cordillera de la Costa el Pediplano de Atacama está a solo 1.000 m s.n.m., los relictos de pedimentos en los interfluvios de la Cordillera Principal, varían entre 3.000 ± 500 m s.n.m. para la Cordillera Principal occidental y 4.000 m s.n.m. para la Cordillera Principal oriental. La diferencia de altitud entre los pedimentos de la Cordillera de la Costa y de la Cordillera Principal sugiere una disrupción de altitud de más de 2.000 m de altitud. La altitud máxima está representada por la línea gris superior. En línea roja se incluye la posición de la Falla Vicuña – San Félix la que aproximadamente coincide con la disrupción de altitud.

La disrupción de altitud en la cuenca del Río Huasco coincide aproximadamente con la ubicación de la traza de la Falla Vicuña – San Félix (Fig. 3.5), lo que sugiere un importante papel de esta estructura en el alzamiento de la Cordillera Principal. Una situación similar ha sido documentada en las regiones de Arica (18°S) y Santi ago (33°S), al norte y sur del área de estudio respectivamente, dondeel alzamiento de los Andes ha sido acomodado, al menos en parte, por la actividad de fallas de alto ángulo de vergencia oeste (Farías et al., 2005, Muñoz y Charrier, 1996; Victor et al., 2004; Garcia y Hérail, 2005). La diferencia entre el paisaje maduro de la Cordillera de la Costa y el joven paisaje de la Cordillera Principal, que sugiere la morfometría del relieve, es consistente con datos de termocronología entre estas cordilleras. Edades

75 del Cretácico medio – Paleoceno de trazas de fisión en apatito (108-55 Ma) han sido documentadas en la Cordillera de la Costa en el extremo sur del Desierto de Atacama (~26°S; Nalpas et al., 2005). En los And es semiáridos, edades de trazas de fisión en apatito (127-73 Ma) sugieren bajas tasas de denudación de intrusivos en la Cordillera de la Costa que se extienden hasta el cretácico medio (Cembrano et al., 2003). Edades de trazas de fisión (47-36 Ma) del centro-sur de Chile (33-35°S), sugieren que este se gmento de la Cordillera de la Costa representa una evolución geomorfológica de baja tasa de denudación que se extiende hasta el Eoceno (Farías et al., 2008). Las edades de traza de fisión son jóvenes en la Cordillera Principal en relación con las documentadas en la Cordillera de la Costa. Edades de trazas de fisión en apatito (30 - 10 Ma) de la Cordillera Principal en los Andes semiáridos sugieren que la denudación ocurre principalmente durante el Oligoceno y Neógeno (Cembrano et al., 2003). Sin embargo, un periodo de denudación más antiguo a sido documentado en la Cordillera de Domeyko, equivalente norte de la Cordillera Principal en el Desierto de Atacama, como lo muestran las edades Eocenas de trazas de fisión en apatito (50-33 Ma) (26°S; Maksaev y Zentilli, 1999; Nalpas et al., 2005). A diferencia, edades de trazas de fisión Plio-Cuaternarias (6-3 Ma) han sido documentadas en la Cordillera Principal de Chile Central (33 - 35°S; Farias et al ., 2008; Maksaev et al., 2009). La rejuvenización hacia el sur de las edades de trazas de fisión en la Cordillera Principal, es consistente con la mayor incisión que se sugiere del análisis morfométrico hacia el sur, y en particular con la escasa incisión en la cuenca del Río Copiapó en extremo norte de los Andes semiáridos. La variación latitudinal del grado de madurez del relieve será tratado en la siguiente sección.

3.3.2 Variaciones latitudinales de la morfometría y su relación con el clima

Al interior de las grandes cuencas hidrográficas, se verifica un incremento hacia el sur de la integral hipsométrica y de los valores de pendientes de las cuencas tributarias de orden 2 en la Cordillera de la Costa. Este incremento indica que la extensión y frecuencia de planicies disminuye hacia el sur, mientras que aumenta la densidad y la incisión del sistema fluvial.

76 Todo lo anterior nos indica un mayor grado de degradación del relieve de la Cordillera de la Costa hacia el sur. Similar observación es posible deducir de los bajos los valores de la pendiente y de la integral hipsométrica en la cuenca del Río Copiapó en relación con las cuencas más australes en la Cordillera Principal. En la cuenca del Río Copiapó, la similitud de los valores de las integrales hipsométricas y pendiente a lo ancho del antearco es compatible con el mayor desarrollo que alcanzan los restos de pedimentos en los interfluvios y a la escasa incisión en la Cordillera Principal, en particular en su brazo norte. Así, las cuencas del brazo norte del Río Copiapó en la Cordillera Principal son casi íntegramente compuestas por superficies de pedimentos, las que se encuentran colgadas con respecto al actual drenaje, lo que se traduce en un menor valor de la integral hipsométrica. El aumento de la degradación de las planicies hacia el sur podría tener relación con el desarrollo de un clima paulatinamente más húmedo en esa dirección, tal como ocurre hoy en día (ver Capitulo 2, Sección 2.2). Al sur de la cuenca del Río Copiapó, entre los 28°30’ y 30°30’ Lat. Sur, las integrales hipsométricas son más bajas en las cuencas hidrográficas ubicadas en la alta cordillera, en comparación con las cuencas localizadas más al oeste. Esto indica un relieve con una distribución de la incisión más homogénea y que es propia de valles en forma de artesa. Sin embargo, el análisis de pendiente media de las cuencas, no revela cambios significativos del relieve entre la Cordillera Principal occidental y oriental en las cuencas de los ríos Huasco y Elqui (Tabla 3.1 y Fig. 3.2). Este relieve distintivo, se extiende al oriente de la Falla Baños del Toro – Chollay, y marca la presencia de una subunidad en la Cordillera Principal entre estas latitudes. Esta subunidad se denominó Cordillera Principal oriental, mientras que la Cordillera Principal que se extiende al oeste se denominó Cordillera Principal occidental. Los relictos de pedimentos en la cordillera Principal oriental se elevan 1.500 m por sobre los pedimentos de la Cordillera Principal occidental, determinando que una gran extensión de los interfluvios de las cuencas se localicen a una altitud de aproximadamente 4.000 m s.n.m en las cuencas de los ríos Huasco y Elqui (Fig. 3.5). En base a la edad de rocas volcánicas que sobreyacen en los pedimentos, en el siguiente capitulo se calculan tasa de erosión promedio a escala de millones de años.

77 Los bajos valores de las integrales hipsométricas en las cuencas de la Cordillera Principal oriental, podrían estar controlados por la excavación de cárcavas glaciales. Lo anterior queda demostrado en la cuenca del Río Huasco, por la relación inversa entre el valor de la integral hipsométrica y el porcentaje de relieve glacial (Fig. 3.6). En efecto, cuencas con más de 70% de relieve glacial presentan curvas hipsométricas cóncavas y bajos valores de la integral hipsométrica. La correlación entre el porcentaje de relieve glacial y la hipsometría indicaría que la actividad glacial habría jugado un importante rol en la conformación de este relieve en la Cordillera Principal oriental. Los bajos valores de la integral hipsométrica en la alta cordillera en relación a los valores de zonas más bajas, se asocian a la acción erosiva de las glaciaciones pretéritas en la alta cordillera (Amman et al., 2001; Zech et al., 2008), donde un clima más húmedo en relación a la cuenca del Río Copiapó favorecería la erosión glacial. En el articulo incluido en el Apéndice 2.1 (Aguilar et al., en preparación) se analiza y discute en detalle las diferencias morfométricas entre la Cordillera Principal occidental y Cordillera Principal oriental en la cuenca del Río Huasco. En la alta cordillera de las cuencas de los ríos Limarí y Choapa, el número de cuencas tributarias que presentan bajas integrales hipsométricas disminuye notablemente en relación con las cuencas de los ríos Huasco y Elqui (Fig. 3.4). A su vez, las altitudes máximas disminuyen hacia el sur. La menor altitud se traduce en una menor exposición a erosión glacial, y una relativamente mayor acción de la incisión fluvial en la alta cordillera de las cuencas de los ríos Limarí y Choapa. En efecto, entre los 30°30’ y 31°4 5’ Lat. Sur, la altura máxima de la cordillera disminuye a solo 5,5 km s.n.m., lo que determina un escaso relieve sobre la Altitud de la Línea de Equilibrio (ALE) glacial (~5.700 m.s.n.m; Lliboutry, 1956), mientras que al sur y norte, la altitud se eleva por sobre los 6 km s.n.m. y es más extenso el relieve susceptible de presentar actividad glacial (Fig. 3.7).

78 Figura 3.6: (A) Curvas hipsométricas de las cuencas fluvio-glaciales de la cuenca del Río Huasco. (B) Grafico que relaciona el valor de la integral hipsométrica y el porcentaje de relieve glacial. En color negro la curva de tendencia representa la relación inversa entre el valor de la integral hipsométrica y el porcentaje de relieve glacial. Para ambos gráficos, en rojo se indican las cuencas con un porcentaje de relieve glacial inferior a 70% y en verde las que poseen más de un 70% de relieve glacial. Las curvas son cóncavas y los valores de la integral hipsométrica son menores en las cuencas con más de un 70% de relieve glacial.

Figura 3.7: Perfiles topográficos longitudinales a la Cordillera Principal. Se incluyen la variación longitudinal de la altitud minima (línea roja), media (línea azul) y máxima (línea verde). Notar la disminución de la altitud máxima de la Cordillera Principal entre los 30°30’ y 31°45’ Lat. Sur, que determina un escaso relieve sobre la Altitud de la Línea de Equilibrio (ALE) glacial (modificada de Lliboutry, 1956 por Pepin et al., en prensa). Figura modificada de Pepin et al. (en prensa).

79 3.3.3 Selección de la cuenca del Río Huasco como caso de estudio

La primera cuenca hacia el sur del Desierto de Atacama, en articular la segmentación entre la Cordillera de la Costa, Cordillera Principal occidental y Cordillera Principal oriental es la cuenca del Río Huasco (Fig. 3.5). En efecto, en la cuenca del Río Huasco, los bajos valores de pendiente e hipsometría indican un relieve maduro propio del Pediplano de Atacama en la Cordillera de la Costa, mientras que una mayor disrupción del relieve representada por un escarpe, determina altos valores de pendiente e hipsometría en la Cordillera Principal que revelan la presencia de un relieve joven en relación a la Cordillera de la Costa. Por otra parte, la Cordillera Principal en esta latitud se segmenta en dos franjas longitudinales, la Cordillera Principal occidental con un relieve fluvial joven en términos de su madurez, y la Cordillera Principal oriental con un relieve glacial, donde la excavación glacial de cárcavas en forma de artesa homogeniza el relieve en relación a la Cordillera Principal occidental. Se selecciono la Cordillera Principal circunscrita a la cuenca del Río Huasco como caso de estudio, dada la coyuntura morfoestructural que se presenta en ella y el estado transitorio del paisaje que se observa. En efecto, en esta cuenca diferentes procesos erosivos (glaciales, fluviales, aluviales) han incidido los valles, pero coexisten con relictos de pedimentos preservados en los interfluvios que evidencian un estado transitorio de la evolución del paisaje. En los capítulos siguientes, se presentan cálculos de velocidades de erosión a distintas escalas de tiempo y se caracterizan los modos en que se transfiere la materia al interior de la cuenca del Río Huasco y que han permitido la permanencia de un estado transitorio del paisaje. Los resultados sugieren varios aspectos trascendentales para comprender los modos y las velocidades de transferencia de materia en los sistemas fluviales, así como bases para comprender la relación entre tectónica, clima y erosión en esta latitud.

80 CAPITULO 4: TASAS DE EROSIÓN EN LA CUENCA DEL RÍO HUASCO

En las últimas décadas estudios geomorfológicos se han enfocado en la comprensión de la interrelación entre tectónica, clima y erosión, con el principal objetivo de dilucidar si la cuantificación de las variaciones de las tasas de erosión pueden entregar información sobre cambios climáticos y tectónicos. Ante estas problemáticas se han desarrollado modelos numéricos de evolución del paisaje, que consideran la interacción entre clima, tectónica y erosión en los Andes (e.g. Carretier et al., 2009a). Sin embargo hacen falta más datos de tasas de erosión para ajustar estos modelos a escenarios reales. En particular hasta la fecha han sido escasamente documentadas tasas de erosión a largo plazo en la vertiente occidental de los Andes y que permitan ser cotejados con registros geológicos a largo plazo, tanto de alzamiento Andino como de cambios climáticos. A escala de los Andes, resulta trascendente el estudio de las tasas de erosión para la comprensión de la evolución del paisaje andino. En efecto, una buena caracterización de la erosión puede indicar los tiempos y velocidades de alzamiento y variaciones climáticas. Ubicado en una zona de transición climática entre el árido Desierto de Atacama y el centro-sur de Chile, la cuenca del Río Huasco presenta un sistema de drenaje bien jerarquizado, y donde se desarrolla la articulación de procesos erosivos fluviales, aluviales y glaciales. Estos procesos generan un mecanismo complejo de erosión que ha excavado los valles de la cuenca del Río Huasco, el que cruza las diversas unidades morfoestructurales de los Andes semiáridos. En este escenario, donde se conjugan diversos procesos de erosión, pero sin un volcanismo activo durante el Plio-Cuaternario, el cálculo de las tasas de erosión es trascendental para la comprensión de la dinámica geomorfológica y el desarrollo del modelado del paisaje en los Andes ante el alzamiento asociado a tectónica y la erosión ligada al clima. Otro aspecto fundamental que se puede abordar del estudio de las variación de las tasas de erosión, es el efecto de la incorporación de sedimentos en la lubricación del plano de subducción que se forma entre la

81 placa de Nazca y la Sudamericana. Lamb y Davis (2003) sugieren que el clima árido a la latitud del Desierto de Atacama genero bajas tasas de transferencia de sedimentos a la fosa oceánica, lo que implica un aumento de stress de fricción entre las placas y esto podría explicar en parte el alzamiento de los Andes. Es decir que el clima árido y las bajas tasas de erosión no serian tan solo el efecto del emplazamiento del biombo climático que representa la cordillera, si no que también puede ser la causa de este alzamiento. Por otra parte la acresión y subducción de sedimentos en el plano de subducción habría sido un importante factor en el alzamiento del antearco andino en el centro-sur de Chile (Melnick y Echtler, 2006) El estudio de las variaciones de las tasas de erosión es por si misma fundamental en varios ámbitos. Por una parte, las variaciones de las tasas de erosión permiten estimar el aporte de sedimentos, nutrientes y contaminantes desde los continentes a los océanos. El aporte de sedimentos continentales afecta el balance entre el consumo y producción de CO2 de los océanos y por consecuencia influencia el clima global (e.g. Raymo y Ruddiman, 1992). Por otra parte, los nutrientes y contaminantes aportados a los océanos afectan los ecosistemas, transformándose en un aspecto fundamental para el manejo de los recursos y de los ecosistemas marinos. A pesar de ser datos obtenidos en una cuenca especifica de la vertiente occidental de los Andes, estas nuevas tasas de erosión son datos valiosos, ya que su comparación a nivel global indica el grado de sincronización de las variaciones de tasas de erosión y su implicancia en torno a las variaciones climáticas y tectónicas. En este capitulo se entregan tasas de erosión a escala de decenas de miles de años y millones de años en la cuenca del Río Huasco. Son dos los métodos utilizados para el calculo de tasas de erosión y que involucran diferentes ventanas de tiempo de observación: 1. En la primera sección de este capitulo se evalúa la variación de las tasas de erosión de los últimos 17 Ma para una cuenca tributarias de orden Strahler 2 de la Cordillera Principal oriental, y para los últimos 6 Ma considerando además de esta, otras cinco cuencas tributarias vecinas del mismo orden. Para la evaluación de las tasas de erosión a escala de millones de años se utilizo la función Black Top Hat (ver metodología en sección 1.4.3) y edades publicadas de Ar-Ar de secuencias volcánicas (Bissig et al., 2002). 2. En la segunda sección del capitulo se

82 calcularon las tasas de erosión promedio a escala de decenas de miles de años, mediante la medición de la concentración de 10Be en los sedimentos fluviales de la cuenca del Río Huasco (ver metodología en sección 1.4.4). Cabe destacar que las tasas de erosión a diferentes escalas de tiempo permiten precisar el incremento, estabilización o disminución de la velocidad de formación de los valles y así desarrollar una discusión en torno a la estabilidad o transitoriedad del paisaje de los Andes semiáridos, así como de su evolución climática y tectónica durante el Neógeno. Finalmente en las ultimas tres secciones del capitulo, las tasas de erosión calculadas se comparan con otras calculadas a escala de décadas en los sistemas fluviales de los Andes semiáridos y a nivel regional y global. Finalmente en el ultimo punto se realiza un síntesis del capitulo.

4.1. Tasas de erosión a escala temporal de los millones de años

A continuación se incluye una síntesis de los resultados y su discusión expuesta en el articulo sometido a la revista Earth Surface Processes and Landforms (Aguilar et al., en preparación, en Apéndice 2.1), en el que se calcularon tasas de erosión para los últimos 17 Ma. Las tasas de erosión fueron calculadas en cuencas fluvio-glaciales de la Cordillera Principal oriental, localizadas en la cabecera del Valle del Carmen, tributario sur de la Cuenca del Río Huasco (Fig. 4.1).

4.1.1. Calculo de tasas de erosión en la Cordillera Principal oriental de la cuenca del Río Huasco durante los últimos 17 Ma

La concentración de valores en el gráfico de frecuencia de altitudes a los aproximadamente 4 km s.n.m., revela la gran extensión de las superficies de bajo relieve en los interfluvios de las cuencas de la Cordillera Principal oriental (Fig. 4.2). Estas superficies han sido interpretadas como remanentes, dispuestos en escalones, de sucesivos pedimentos de edad Miocena degradados e incididos en diferentes etapas Bissig et al. (2002). Estos autores distinguieron tres superficies de pedimentos, en base a una correlación regional

83 y edades Ar-Ar de secuencias volcánicas sobreyacentes a los pedimentos (Fig. 4.3): 17 – 15 Ma para Frontera – Deidad (4,7 – 5,2 km s.n.m.), 14 – 12,5 Ma para Azufrera – Torta (4,3 – 4,6 km s.n.m.) y 10 – 6 Ma para Los Ríos (3,8 – 4,25 km s.n.m.). Los niveles de pedimentos están separados verticalmente por escalones de entre ~200-400 m, mientras que la diferencia de altitud entre los pedimentos y el valle actual alcanza aproximadamente 1,5 km.

Figura 4.1: Modelo de elevación digital mostrando las principales unidades morfoestructurales de los Andes semiáridos. Las líneas negras marcan los límites de las principales cuencas hidrográficas. Las líneas segmentadas representan la traza de principales fallas (SERNAGEOMIN, 2003): Falla Santa Juana (SJ), Falla Vicuña – San Félix (VSF) y Falla Baños del Toro (BdelT). El cuadrángulo indica la zona donde se calcularon las tasas de erosión y que se amplia en la Figura 4.4A.

84 Figura 4.2: Histograma de distribución de la altitud en la Cordillera Principal Oriental en la cuenca del Río Huasco. La mayor frecuencia de altitudes (~ 4 km s.n.m.), y consecuentemente el porcentaje máximo de área de la cuenca, se asocia a pedimentos Neógenos preservados en los interfluvios de los sistemas fluviales. Intervalos de altura coloreados rojo, verde y azul, indican el rango de altitud de los pedimentos Los Ríos (LR), Azufrera-Torta (AT) y Frontera- Deidad (FD), respectivamente (Bissig et al., 2002; Aguilar et al., en preparación).

Figure 4.3: (A) Imagen Google Earth de la cuenca del Río Potrerillos (29°30’S-70°W; ~4000 m s.n.m.), mostrando el paisaje dominado por restos de pedimentos en los interfluvios, incididos por la erosión fluvio-glacial. (B) Fotografía que indica dos niveles de superficies de pedimentos (PS) asignados a Azufrera-Torta y Frontera-Deidad. (C) Fotografías de ignimbritas sobre una superficie de pedimentos asignada a Los Ríos (3,8 km s.n.m.).

La estimación de las tasas de erosión se basa en la preservación de los restos de pedimentos en los interfluvios de seis cuencas (Fig. 4.4). La formación del pedimento más antiguo, y el sucesivo encajamiento de los otros dos, representa una evolución geomorfológica de un relieve maduro, en

85 relación a la posterior excavación de los actuales valles. Con la buena preservación de las tres superficies de pedimento para la cuenca Potrerillos, el uso de un modelo de elevación digital y la aplicación de la función matemática Black Top Hat (ver metodología en sección 1.4.3), fue posible estimar el volumen erosionado entre cada pedimento. Luego, considerando además las cuencas Tres Quebradas, Apolinario, Sancarron, El Medio y Primero, se estimó el volumen erosionado producto de la incisión del pedimento más joven y la formación del valle actual en las seis cuencas (Fig. 4.4). La normalización de estos volúmenes en relación con el área de las cuencas, y la consideración de las edades asociadas a cada superficies, nos permiten luego calcular las tasas de erosión para los periodos de tiempo considerados. Entre Frontera-Deidad y Azufrera-Torta, y entre este ultimo pedimento y Los Ríos, se calculó un volumen de erosión de 8,36 ± 0,39 y 11,07 ± 0,36 km3, respectivamente. En contraste, un orden de magnitud mayor es el volumen de erosión calculado entre Los Ríos y el actual valle fluvio-glacial, alcanzando 123,24 ± 0,31 km3. El rango de edad de los pedimentos, permitió estimar las tasas de erosión promedio para las diferentes etapas de incisión. Tres veces más grande es el valor de las tasas de erosión calculadas para la incisión de los últimos 6 Ma (59,21 ± 14,94 m/Ma), en relación con la incisión ocurrida entre los 17 y 10 Ma (18,95 ± 12,56 m/Ma y 10,65 ± 5,65 m/Ma). En la Tabla 4.1 se detalla el área, volumen, incisión vertical y tasa de erosión para cada etapa. La buena preservación del pedimento Los Ríos, permitió ampliar a las cuencas vecinas la estimación del volumen y de las tasas de erosión para los últimos 6 Ma (Figura 4.4). Al considerar seis cuencas tributarias, el volumen de erosión calculado es de 286,9 ± 1,02 km3 y la tasa de erosión promedio es de 45,3 ± 11,5 m/Ma (Tabla 4.2). Al considerar la geomorfología y los perfiles del thalweg (Fig. 4.5) a partir de los modelos digitales de incisión de cada cuenca, se observa que para cuencas de similar área, aquellas que evidencian erosión glacial presentan valores más altos de área erosionada, volumen erosionado e incisión, en comparación con las cuencas donde la erosión fluvial es dominante. En efecto en las zonas donde se localizan los circos glaciales y donde los perfiles del thalweg presentan evidencia de erosión glacial, con trazo rectilíneo e irregular y una menor pendiente, la incisión es mayor que en zonas

86 donde el valle es fluvial, con un perfil cóncavo hacia arriba y de mayor pendiente.

Figura 4.4: (A) Mapa geomorfológico esquemático de las seis cuencas donde se calcularon las tasas de erosión con el método black top hat: Tres Quebrada (TQ), Potrerillos (PO), Apolinario (AP), Sancarron (SA), El Medio (EM) y Primero (PR). Las zonas coloreadas en verde muestran la distribución de los pedimentos en los interfluvios del sistema fluvial: (1) Los Ríos, (2) Azufrera-Torta y (3) Frontera-Deidad. En el mapa se indica el thalweg de los valles (4), los knick point (5) y los circos glaciales (6). (B) Acercamiento al mapa geomorfológico mostrando la cuenca del Río Potrerillos. El rectángulo amarillo de la Figura A indica la ubicación. (C) Perfil topográfico donde se indican la extensión y altitud de los pedimentos y se esquematiza la reconstrucción de los pedimentos indicando el área excavada por los valles. La línea segmentada amarilla de la Figura B indica la traza del perfil.

4.1.2. Coherencia de las tasas de erosión calculadas a escala de millones de años

Las tasas de erosión calculadas con la función black top hat representan las velocidades a las que se ha erosionado el volumen de roca evacuado desde los valles durante el lapso de tiempo considerado, es decir a la escala de los millones a la decena de millones de años, incluyendo tanto erosión

87 mecánica como química. Al ser un promedio normalizado por el área drenada de la cuenca, las tasas pueden ser comparadas con tasas de erosión calculadas a partir de volúmenes de sedimentos en cuencas sedimentarias, la concentración de 10Be en los sedimentos fluviales, las que representan la erosión promedio a escala de miles a decenas de miles de años, y con tasas de erosión estimadas por el volumen de sedimentos transportados en los ríos durante las ultimas décadas. Con el objetivo de verificar la robustez de nuestras medidas nosotros las comparamos con tasas de erosión estimadas tanto en los Andes como en otras regiones montañosas del mundo.

Etapa de Extensión Extensión Área Volumen Incisión Tasa de incisión máxima de minima de erosionada erosionado vertical erosión etapa etapa (km2) (km3) media (m)* (m/Ma)**

Incisión Los Ultimos 10 Ma Ultimos 6 Ma 199,82 ± 0,37 123,24 ± 0,31 443,82 ± 1,12 59,21±14,94 Ríos (10-6 Ma) Incisión 14 a 6 Ma 12,5 a 10 Ma 206,49 ± 0,33 11,07 ± 0,36 39,89 ± 1,3 10,65 ± 5,65 Azufrera- Torta (14-12,5 Ma) Incisión 17 a 12,5 Ma 15 a 14 Ma 212,58 ± 0,39 8,36 ± 0,39 30,12 ± 1,39 18,95± 2,56 Frontera Deidad (17- 15 Ma) * Incisión vertical media calculada por la normalización del volumen erosionado por el área total de la cuenca del Río Potrerillos (277,691 km2) ** Tasa de erosión calculada al dividir el volumen erosionado normalizado por el área total de la cuenca por la extensión máxima y minima de la etapa de incisión. Tabla 4.1: Valores para la erosión de los pedimentos Los Ríos (10-6 Ma), Azufrera-Torta (14- 12.5 Ma) y Frontera-Deidad (17-15 Ma), calculadas usando la función black top hat en una cuenca tributaria de orden Strahler 2 (cuenca del Río Potrerillos, ver ubicación y contexto geomorfológico en Fig. 4.4B), localizada en la Cordillera Principal oriental de la cuenca del Río Huasco.

88 Cuencas Área cuenca Área Volumen Máxima Incisión Tasa de (km2) erosionada erosionado incisión vertical erosión (km2) (km3) vertical (m) media (m)* (m/Ma)**

Tres Quebradas 93,533 48,69 ± 0,12 24,26 ± 0,1 1049,5 ± 0,5 259,36 ± 34,62 ± 8,79 1,09 Primero 128,152 97,27 ± 0,13 50,29 ± 0,17 1167,5 ± 3,5 392,42 ± 52,37 1,32 ±13,26 Apolinario 69,248 36,91 ± 0,08 14,94 ± 0,25 751 ± 4 215,82 ± 28,9 ± 7,68 3,65 Sancarron 105,895 52,05 ± 0,13 22,41 ± 0,07 795 ± 0 211,58 ± 28,23 ± 7,14 0,65 El Medio 169,871 105,41 ± 51,76 ± 0,12 1129 ± 0 304,69 ± 40,65 ± 0,16 0,7 10,25 Potrerillos 277,691 199,82 ± 123,24 ± 1408 ± 0 443,82 ± 59,21 ± 0,37 0,31 1,12 14,94 Todas las 844,39 540,1 ± 0,99 286,9 ± 1,02 1408 ± 0 339,77 ± 45,34 ± cuencas 1,21 11,49

* La incisión vertical media fue calculada por la normalización del volumen erosionado por el área total de las cuecas. ** La tasa de erosión fue calculada al dividir el volumen erosionado normalizado por el área total de las cuencas (i.e. incisión vertical media) por la extensión máxima (10 Ma) y minima (6 Ma) de la etapa de incisión. Tabla 4.2: Valores para la erosión de los pedimentos Los Ríos (10-6 Ma), calculadas usando la función black top hat en seis cuencas de orden Strahler 2 localizadas en la Cordillera Principal oriental de la cuenca del Río Huasco (ver ubicación y contexto geomorfológico en Fig. 4.1B).

Según el extenso inventario presentado por Von Blanckenburg et al. (2004), y datos publicados posteriormente para los Andes (Kober et al., 2009, Safran et al., 2005), las tasas de erosión calculadas por nosotros están en el rango de las estimadas en otras regiones montañosas (Fig. 4.6). Las tasas de erosión para la cuenca del Río Huasco son un orden de magnitud inferior que las calculadas en otras cuencas de cordilleras activas, como los Alpes Suizos (Wittmann et al., 2007), las de Clearwater River en Olympic Mountains localizado al oeste del estado de Washington, USA (Belmont et al., 2007), a lo largo del Alto Gange, en los Himalaya (Vance et al., 2003), y de los Andes Tropicales de Bolivia (Cuenca del Beni; Safran et al., 2005). Lo anterior es esperable dado que las precipitaciones en estas cordilleras son bastante mayores que aquellas registradas en los Andes semiárido, las cuales se asocian a un régimen climático árido a semiárido que se habría mantenido estable al menos desde el Mioceno Medio (Dunai et al., 2005; Nishiizumi et al.,

89 2005). Las tasas de erosión en la cuenca del Río Huasco están acordes con las calculadas en cordillera inactivas de Sri Lanka (Von Blanckenburg et al., 2004) y de Aidaho en USA (Kirchner et al., 2001), donde las tasas de precipitación actuales son mucho mayores que las registradas en la vertiente occidental de los Andes del norte de Chile.

Figure 4.5: Imágenes de la incisión vertical que afecta a la superficie de pedimentos Los Ríos (6 - 10 Ma) y de los perfiles longitudinales del thalweg para cada cuenca: (A) Tres Quebradas, (B) Primero, (C) Apolinario, (D) Sancarron, (E) El Medio y (F) Potrerillos. Las imágenes de incisión fueron construidas usando la función black top hat. Se incluye la ubicación de los circos glaciales en líneas negras y la posición de los knick point con estrellas. En los perfiles del thalweg se indica la posición de los knick point, y el valor de la pendiente.

90 Figura 4.6: Grafico que relaciona valores de tasas de erosión con el área de la cuenca. Se presentan los valores de tasas de erosión calculadas con la función Black Top Hat BTH y otras tasas de erosión estimadas por núclidos cosmogénicos (CRN) en cuencas de los Andes (Lluta Valley, Kober et al., 2009; Beni Valley, Safran et al., 2005) y en otras regiones montañosas: en los Alpes (Wittmann et al., 2009), en el Estado de Washington en USA (Belmont et al., 2007), en el Himalaya (Vance et al., 2003), en Sri Lanka (Von Blanckenburg et al., 2004) y en el Estado de Aidaho en USA (Kirchner et al., 2001). En asteriscos rojos se presentan los valores tasa de erosión calculada por la cuantificación del volumen de sedimentos transportados por el río durante las ultimas décadas en los Andes semiáridos (SY; Pepin et al., en prensa).

Para la región semiárida de la vertiente occidental de los Andes Centrales, tasas de erosión determinadas por núclidos cosmogénicos, han sido documentados en el Valle del Lluta en el Norte de Chile (Kober et al., 2009). Los valores determinados por estos autores son similares a los calculados en el Valle del Huasco. Por otra parte, nuestros datos de tasas de erosión son del orden a 10 veces mayores que las tasas de erosión calculadas a partir de sedimentos en suspensión trasportados actualmente por los ríos de la región semiárida (incluyendo el Valle del Huasco, Pepin et al., en prensa). Diferencias similares han sido documentadas a lo largo del mundo entre las tasas de erosión calculadas a la escala de los milenios y aquellas documentadas a partir del volumen de sedimentos en suspensión a escala de décadas o siglos (e.g. Kirchner et al., 2001). En particular, en el Valle del Lluta de los Andes Centrales, las tasas de erosión calculadas por 10Be para los últimos decenas de miles de años son 10 veces mayores que aquellas documentas por sedimentos en

91 suspensión. Finalmente, las tasas de erosión del Valle del Huasco son similares a las calculas también por BTH solo 300 kilómetros al norte, en el extremo sur del Desierto de Atacama. La coherencia de las tasas de erosión calculadas con BTH para el valle del Huasco, con tasas de erosión comparables determinadas por otros métodos, para otras regiones montañosas, y en particular para los Andes Centrales confirma la robustez de nuestras estimaciones. La discusión que se presenta a continuación considera como premisa la validez de nuestras determinaciones.

4.1.3. Respuesta erosiva transitoria asociada al alzamiento de la Cordillera Principal

Las tasas de erosión registradas entre la formación de los sucesivos pedimentos en la Cordillera Principal oriental son similares entre ellas. Sin embargo, estas tasas son 2 a 3 veces menores que los valores de tasas de erosión calculados para los últimos 8 ± 2 Ma (Tabla 4.1). Los valores de las primeras se asocian a la formación de pedimentos en un estado trnsitorio temprano en respuesta al alzamiento Andino del Cenozoico tardío, i.e., se asocian a un proceso de aplanamiento del relieve que requiere cierta inhibición de la incisión fluvial (Strudley y Murray, 2007). Estas condiciones se darían en relieves con relativamente bajas diferencias de altitudes respecto del nivel de base (Mortimer, 1973; Babault et al., 2005; Farias et al., 2008). Contrariamente, los relativamente altos valores de las segundas se asocian a una incisión vertical que alcanza hasta los 1400 metros, que se produce en un paisaje en estado transitorio más avanzado en respuesta al alzamiento Andino del Cenozoico tardío. El análisis hipsométrico presentado en el Capitulo 3 muestra que el límite entre la Cordillera Principal y la Cordillera de la Costa pudo haber acomodado un alzamiento relativo de hasta 2.000 metros de la Cordillera Principal, que induce la respuesta erosiva del paisaje llevándolo a su actual estado transitorio. Los remanentes de pedimentos en la Cordillera Principal oriental, y el marcado quiebre de pendiente que presentan las laderas en las

92 cabeceras de los valles tributarios, marcan la actual posición de la knickzone relacionada al retroceso de la red de drenaje. Esta knickzone ha venido propagándose aguas arriba, desde el limite occidental de la Cordillera Principal, en respuesta a su alzamiento. Más al sur, a la latitud de Santiago (33°S), la geocronología de marcadores geomorfológicos que permiten reconstruir la historia de propagación de la knickzone en la Cordillera Principal indican velocidades de retroceso de 6-19 km/Ma (Farias et al., 2008). Considerando velocidades similares, el inicio de la incisión en el borde occidental de la Cordillera Principal, y consecuentemente el establecimiento del alzamiento, ocurrió entre los 29 y 9 Ma. Equivalentemente, al considerar los 10 km/Ma que han sido calculados para el retroceso de knickzone en los valles a la latitud de Arica (18°S; Schlunegger et al., 2006), el establec imiento del alzamiento de la Cordillera Principal en el Valle del Huasco se habría producido hace 18 Ma. Una estimación independiente de la edad del inicio del alzamiento viene de la historia de exhumación reportada por datos de trazas de fisión en apatito, para el fondo del curso principal de la cuenca del Río Elqui (Cembrano et al., 2003), cuenca similar a la del Río Huasco localizada inmediatamente al sur. La historia de exhumación que es posible plantear de estos datos, sigue un razonamiento similar al propuesto por Shildgen et al. (2007), para la formación de cañones en el sur del Perú, que considera la edad de enfriamiento (U- Th)/He en apatito para muestras obtenidas en el fondo de valle, como una estimación de la edad mínima de la incisión del cañón. Esto porque el movimiento de la isoterma es amortiguado al compararlo con los cambios en la superficies topográficas resultado de la incisión. Si bien, los datos reportados para la cuenca del Río Elqui corresponden a termocronología de alta temperatura, su uso para la estimación de la edad de la incisión se ve justificado porque el modelado de su historia tiempo-Temperatura indica tasas de exhumación de magnitudes muy similares a la que puede atribuirse a la incisión que ha afectado las superficies de pedimentos hasta llegar a formar el valle actual (Cembrano et al., 2003). Así, las edades de trazas de fisión representan una edad mínima para el arribo de la knickzone a esa posición del valle. Edades de trazas de fisión de entre 30 y 28 Ma en el borde occidental de la Cordillera Principal indican que la erosión comienza a afectar esta cordillera en ese momento y que, consecuentemente, el alzamiento se establece con

93 anterioridad. Una edad de 9.65 Ma en el borde occidental de la Cordillera Principal oriental indica que la erosión alcanza esa posición no después de este momento, lo que es consistente con el desarrollo de pedimentos aguas arriba hasta los 6 Ma. Si bien es una gruesa aproximación, la discusión arriba presentada permite interpretar a la Cordillera Principal de la región de la cuenca del Río Huasco como un paisaje transitorio, que responde a un episodio de alzamiento que pudo haber comenzado tan temprano como el Oligoceno. Lo anterior es consistente con observaciones geológicas realizadas en el extremo sur del Desierto de Atacama, 300 km al norte de la cuenca del Río Huasco, que muestran que no hay grandes movimientos de falla acomodando el alzamiento de la Cordillera de Domeyko durante el Neógeno, y que la mayoría de la altitud de esta cordillera ya había sido alcanzada durante el Oligoceno (Riquelme et al., 2007; Nalpas et al., 2008). Para obtener un paisaje como el de la cuenca del Río Huasco, no es necesario invocar un pulso de alzamiento durante el Neógeno como ha sido documentado en otros lugares de los Andes Centrales (e.g. Farías et al., 2005, 2008; Hoke et al., 2007; 2004; Isacks, 1988; Lamb y Hoke, 1997; Naranjo y Paskoff, 1980; Muñoz y Charrier, 1996; Schlunegger et al., 2006; Victor et al., 2004). Especial cuidado debe ponerse en la interpretación del inicio del alzamiento a partir de edades de comienzo de la incisión. Lo anterior dado que en relieves en estado transitorio estas edades difieren dependiendo de la posición al interior de las cuencas de drenaje. En orden a caracterizar los tiempos de respuesta del paisaje, y estimar la edad del establecimiento del alzamiento, un buen conocimiento de los patrones espaciales y temporales es necesario (e.g. Kirchner et al., 2001; Safran et al., 2005). Las tasas de erosión por nosotros determinadas a la escala de los millones a decena de millones de años, pueden ser usadas para definir patrones espaciales y temporales, al ser comparadas con datos a la escala de los milenios, obtenidas a partir de la concentración de 10Be en sedimentos de ríos, o bien para tasas actuales obtenidas por carga de sedimentos. Estos patrones pueden también ser usados para constreñir modelos geodinámicos que prueben si es posible mantener a los Andes Centrales en alzamiento continuo y relativamente constante desde tan temprano como el Oligoceno.

94 4.1.4. Eficiencia de la erosión glacial en la Cordillera principal oriental

En el Capitulo 3 se muestra un cambio en la hipsometría de las cuencas entre la Cordillera Principal occidental y la Cordillera Principal oriental, que fue interpretado como el resultado de la distribución homogénea de la altitud de las cuencas tributaria en la Cordillera Principal oriental y que se explicaría por la forma en artesa de los valles glaciales. Mientras la cuenca tributaria presenta un mayor relieve glacial mayor es la homogenización de las altitudes que muestra la hipsometría. La disrupción morfométrica entre la Cordillera Principal occidental y oriental, así como la correlación negativa entre la hipsometría y porcentaje de relieve glacial, sugieren que la erosión glacial ha sido un importante proceso en el modelado del Paisaje de la Cordillera Principal oriental durante el Plio-Cuaternario. La eficiencia de la erosión glacial también se sugiere de la distribución espacial de la erosión. En efecto, altos valores de área y volumen erodado, de la incisión promedio y de las tasas de erosión se estimaron en cuencas donde el porcentaje de relieve glacial es mayor en relación con las cuencas dominadas por la erosión fluvial. Por ejemplo, las cuencas tributarias Tres Quebradas, Sancarron y Apolinario tienen similar área en relación con la cuenca tributaria Primero, pero el volumen y área erodada en esta última cuenca es el doble en relación con las otras tres. Consecuentemente, la incisión vertical media y las tasas de erosión calculadas en la cuenca Primero son grandes en relación a las cuencas de área equivalente y donde la actividad glacial es menor (Tabla 4.2). Al revisar la distribución de la erosión en cada cuenca, observamos que en la cuenca Tres Quebradas, la incisión vertical es grande en la parte baja de la cuenca, mientras que aguas arriba de un knick point localizado a los 3500 m s.n.m. los valores de incisión disminuyen (Fig. 4.5A). Similar observación se deduce en las cuencas Apolinario y Sancarron, ubicadas íntegramente aguas arriba del knick point y donde la incisión es escasa (Fig. 4.5C y D). Escasa evidencia de actividad glacial en estas tres cuencas y la geometría del thalweg sugieren que en estas tres cuencas la erosión es el resultado de la erosión

95 fluvial, por lo que la incisión máxima se localiza en las zonas más bajas asociada a la erosión fluvial regresiva. Por el contrario, en la cuenca Primero la máxima incisión es localizada aguas arriba, en la confluencia de ocho valles tributarios glaciales coronados por circos (Fig. 4.5B). La eficiencia de la erosión glacial también se sugiere de la observación de la distribución de la erosión en las cuencas tributarias más grandes. En la cuenca El Medio la erosión glacial ha estado subordinada y es la erosión fluvial la que domina. La máxima incisión es esta cuenca es registrada en el segmento inferior localizado aguas abajo de un knick point a lo 3500 m s.n.m. (Fig. 4.5E). En contraste, altos valores de incisión se presentan en dos diferentes posiciones en la cuenca Potrerillos (Fig. 4.5F). En esta cuenca la incisión vertical en el segmento superior es consistente con registros de erosión glacial, mientras que la incisión en el segmento inferior puede ser asociada a la erosión fluvial regresiva En la cuenca Potrerillos la incisión promedio, la máxima incisión, el área y volumen erosionada y las tasas de erosión son las más grandes determinadas en la zona de estudio (Tabla 4.2). Además la eficiente erosión glacial puede ser sugerida al comparar las tasas de erosión calculadas en el Huasco durante los últimos 6 Ma, con las calculadas en el Desierto de Atacama (Tabla 4.3), donde el clima es muy árido para permitir el desarrollo de glaciaciones durante el Plio-Cuaternario (Ammann et al., 2001). En efecto, valores de tasas de erosión bajas en relación con las calculadas en la cuenca del Río Huasco han sido calculadas en la Cordillera Occidental en la zona de Arica (18°30’Lat. Sur), do nde los valores alcanzan los 15 m/Ma para los últimos 7,5 Ma (Kober et al., 2006). Más al sur, la cuantificación del volumen de sedimentos en la depresión central permitieron calcular tasas de erosión de aproximadamente 7 m/Ma para los últimos 18 Ma en núcleo del Desierto de Atacama (Scholl et al., 1970). También en el núcleo del Desierto de Atacama, se calcularon tasas de erosión de 9,5 m/Ma para los últimos 9 Ma (Alpers y Brimhall, 1988). En las cuencas del Salado y de San Andrés, en el extremo sur del Desierto de Atacama (26°Lat. Sur), utilizando la función black top hat, se calcularon tasas de erosión de entre 6 y 16 m/Ma para los últimos 10 Ma (Riquelme et al., 2008). Luego, la diferencia entre tasas de erosión entre los Andes semiáridos y el desierto de Atacama sugieren

96 diferencias climáticas a largo plazo entre estas dos segmentos de la vertiente occidental de los Andes y la eficiencia de la erosión glacial en los Andes semiáridos.

° Latitud Sur Tasa de Autor Método Periodo de erosión tiempo 18 13 m/Ma Kober et al. Volumen Últimos 7,5 Ma (2006) sedimentos 23 7 m/Ma Scholl et al. Volumen Últimos 18 Ma (1970) sedimentos 24 9,5 m/Ma Alpers y Brimhall Micro Últimos 9 Ma termometría (1988) 26 6 y 16 m/Ma Riquelme et al. Incisión de Últimos 10 Ma 2008 pedimentos 29 45 – 75 m/Ma Aguilar et al. Incisión de Últimos 8 ± 2 Ma (sometido) pedimentos Tabla 4.3: Valores de tasas de erosión a escala de millones de años calculadas para la vertiente occidental de los Andes Centrales entre los 18°S y 29°S. La tabla incluye la bibliografía, el método utilizado y el periodo de tiempo que involucra la tasa de erosión calculada.

En la actualidad las mayores tasas de erosión y transporte de sedimentos en los Andes se observan en las cuencas con actividad glacial (Pepin al., en prensa). Por otro lado, estudios indican que durante el Pleistoceno Superior – Holoceno, los procesos glaciales y paraglaciales generan grandes volúmenes de sedimentos que son vaciados en las cuencas hidrográficas luego de la retirada de los hielos (Riquelme et al, en prensa; incluido en Apéndice 2.2). Los resultados presentados en esta tesis indican que la erosión glacial es un importante agente erosivo en los Andes semiáridos, no tan solo durante el Pleistoceno Superior – Holoceno, si no que para un largo periodo de la evolución de los sistemas fluviales durante los últimos millones de años. Así, la erosión glacial durante el Plio-Cuaternario habría jugado un importante rol en la evolución del paisaje y en la denudación de este segmento de Los Andes.

97 A la latitud del Valle del Huasco, las relativamente bajas tasas de erosión calculadas para el Mioceno en la Cordillera Principal oriental, contrastan con las elevadas tasas de erosión calculadas para el Plio-Cuaternario. La aceleración de la erosión durante la transición del Mioceno al Plioceno, así como el crecimiento del sistema fluvial, habría incidido los pedimentos, que representan un relieve transitorio herencia de un paisaje construido previamente. Esto indica un cambio en el patrón de evolución del paisaje andino en esta latitud, ocurrido aproximadamente a los 8 ± 2 Ma, desde pediplanización a incisión de valles. Sin embargo, a pesar del incremento de la erosión, aun perduran en los interfluvios de las cuencas relictos de pedimentos en los Andes semiáridos, mientras que hacia el norte, en el Desierto de Atacama, las superficies de pedimentos están ampliamente distribuidas en la Cordillera de Domeyko (Riquelme et al., 2007). La permanencia del relieve transitorio a lo largo de las zonas áridas y semiáridas de los Andes Centrales, indica por un lado que aun no ha finalizado el crecimiento del sistema fluvial y que el paisaje se encuentra en un estado erosivo transitorio. Las dos preguntas que resaltan inmediatamente son: 1. ¿La concurrencia de procesos erosivos por el cual se formaron los valles sigue siendo un mecanismo activo con velocidades de erosión similares a las que se registraron a escala de millones de años, es decir, este mecanismo de erosión es perceptible en escalas de tiempo más pequeñas? 2. ¿Cómo se distribuye las tasas de erosión en la cuenca para permitir la permanencia de un relieve transitorio anciano? Para responder estas fundamentales preguntas se requiere estimar tasas de denudación a escala de tiempo más acotada, ya sea por la estimación de la incisión de relieves transitorios más recientes o el cálculo del volumen de sedimentos transportados y depositados en las cuencas. En la siguiente sección se profundiza en esta problemática en la cuenca del Río Huasco, en base a la comparación de las tasas obtenidas con la función black top hat, con nuevas tasas de erosión calculadas a escala de miles de años, por la medición de la concentración de núclidos cosmogénicos en sus sedimentos fluviales.

98 4.2. Tasas de erosión a escala temporal de los miles de años

Durante las ultimas décadas se ha instaurado un método para calcular tasas de erosión promedio a largo plazo (103 – 104 años), por medio de la medición de la concentración de núclidos cosmogénicos en sedimentos fluviales (e.g. Granger et al., 1996; Brown et al., 1995, 1998; Riebe et al., 2000, 2001a, b, 2004; Schaller et al., 2001, 2002, 2004; von Blanckenburg et al., 2004, 2005; Kirchner et al., 2006). Usando este método se calcularon tasas de erosión promedio a escala de decenas de miles de años en la cuenca del Río Huasco. Los detalles de este método se incluyen en la sección 1.4.4. Cabe destacar, que en base a estas tasas de erosión, y a otras que se obtendrán de muestras que se encuentran en etapa de análisis, se prepara un artículo para publicar. La estimación e interpretación de tasas de erosión por la concentración de núclidos cosmogénicos es compleja, debido a que se asumen supuestos geológicos que gobiernan la distribución de los núclidos en la cuenca (detalles de los supuestos en la sección 1.4.4). Es por este motivo, que en el primer punto de esta sección se aborda una discusión en torno a las variaciones de la concentración de 10Be en los sedimentos fluviales. La metodología para la estimación de las tasas de erosión incluye una previa estimación de la producción de 10Be en la cuenca, es este el segundo punto que se aborda en esta sección. En el tercer punto de la sección se estiman las tasas de erosión derivadas de la concentración de 10Be en los sedimentos y de la producción de 10Be en la cuenca.

4.2.1. Concentración de 10Be en los sedimentos fluviales de la cuenca del Río Huasco

En las muestras de sedimentos recolectadas a lo largo de la cuenca del Río Huasco se cuantificó la concentración de 10Be en la fracción cuarcífera de sedimentos fluviales. Hasta el momento en solo seis de las nueve muestras procesadas en el laboratorio se ha determinado la concentración. Cuatro resultados provienen de las muestras de gravas de diámetro de entre 10 y 8

99 cm, mientras que en dos de las muestras de arena hay resultados (Fig. 4.7). Cabe recordar que cada muestra de gravas esta compueta de entre 15 a 30 clastos, mientras que la muestras de arena representan entre 250 y 2000 gramos. La concentración de 10Be en los sedimentos fluviales varia entre 83 y 22 104*at*g-1. Aunque los valores se mantienen en el mismo orden de magnitud, existen diferencias en la concentración dependiendo del tamaño de los sedimentos. En efecto, las muestras de arena (83 – 60 104*at*g-1) poseen una concentración mayor en relación a las gravas (33 – 22 104*at*g-1) (Tabla 4.4 y Fig. 4.7). Si consideramos muestras en la misma posición, la concentración en la arena dobla a la de las gravas. Asumiendo que este patrón es sistemático a lo largo de la cuenca es posible sugerir que la concentración depende del tamaño de los sedimentos, y en particular la arena está enriquecida de 10Be en relación a las gravas, o al contrario, las gravas están empobrecidas. Luego, se puede imaginar que diferentes tamaños de sedimentos poseen una historia particular de erosión, transporte y sedimentación. La problemática es conocer en que etapa de su evolución, la arena acumula más núclidos cosmogénicos en comparación con las gravas. La concentración de 10Be en los sedimentos fluviales varía en relación a la posición de donde fueron recolectados en la cuenca del Río Huasco (Tabla 4.4). En efecto, la concentración disminuye aguas abajo de la conexión de los dos principales tributarios de la cuenca: Valle del Carmen y Valle del Transito (Fig. 4.7). A pesar, que la historia de erosión, transporte y sedimentación que determina la concentración de 10Be, sería particular para cada tamaño de sedimento, la disminución hacia aguas abajo se observa tanto en gravas como en la arena.

100 Figura 4.7: Mapas de ubicación de las muestras recolectadas de sedimentos fluviales en la cuenca del Río Huasco: A. Gravas y B. arena. En los mapas se indica la concentración de 10Be en los sedimentos fluviales. Se incluye la zona de knick resultado de la incisión del río en el escarpe que separa la Cordillera de la Costa de la Cordillera Principal.

101 Muestra °Lat S °Lon W Altitud muestra (m s.n.m) Co ncentración 10Be (104*at*g-1)

HUA-3 33,22 ± 1,78

HUA-4 28,99112 70,27821 873 En prep.

HUA-2* En prep.

HUA-9 31, 92 ± 2,66 28,7978 70,45794 852 HUA-7* 83,31 ± 5,35*

HUA-11 21,55 ± 1,87 28,70315 70,55123 658 HUA-10* En prep.

HUA-14 24,88 ± 1,24 28,59953 70,72772 426 HUA-12* 59,86 ± 2,5

Tabla 4.4: Tabla que indica la posición de los puntos de recolección de muestras y la concentración de 10Be en los sedimentos fluviales recolectados en la cuenca del Río Huasco. Las muestras están ordenadas desde aguas arriba hacia aguas abajo. Con asteriscos se indican las muestras de sedimento tamaño arena.

Varios autores muestran la variación de la concentración de 10Be en relación al tamaño y la posición de muestreo de los sedimentos, pero la mayoría por rangos de tamaño de clastos más pequeño que 1 cm (e.g. Brown et al., 1995, 1998; Schaller et al., 2001; Matmon et al., 2003, 2005a, b; Riebe et al., 2003; Belmont et al., 2007). Solo Belmont et al. (2007) demostraron que podían existir diferencias significativas de concentración entre gravas y arena. Esta diferencia puede estar controlada por la diferente historia de erosión, transporte y depositación de los sedimentos, sin embargo resulta difícil dilucidar en que etapa se desarrolla esta diferenciación (Carretier et al., 2009b). Estos autores señalan que el origen de la diferencia en la concentración de núclidos cosmogénicos puede producirse en el proceso de erosión de laderas o durante el transporte o depositación del sedimento en el río.

102 Aun faltan resultados analíticos que nos entreguen mayores antecedentes sobre la variabilidad de la concentración de 10Be en los sedimentos de la cuenca del Río Huasco (Tabla 4.4), sin embargo, los resultados existentes a la fecha ya muestran algunos patrones de esta distribución. Por otra parte, antes de estimar e interpretar las tasas de erosión derivadas de la concentración de 10Be, es clave discutir su variabilidad en la cuenca, gobernada por los supuestos geológicos que hacen valido el método. En efecto, verificar los supuestos geológicos que permiten las estimaciones de tasas de erosión resulta fundamental para validar e interpretar adecuadamente las tasas de erosión derivadas de la concentración de 10Be en los sedimentos.

4.2.1.1. Variabilidad de concentración de 10Be producto de los procesos erosivos de laderas

Usualmente, la diferencia entre la concentración de 10Be en distintos tamaños de sedimentos, ha sido explicada como el resultado de los procesos de erosión de laderas (e.g. Niemi et al., 2005). La mayor residencia de los bloques de gran envergadura en las laderas, en relación al sedimento fino que tiende a decender rápidamente, tiene como resultado la mayor exposición de los grandes bloques a la radiación cósmica y con ello una mayor concentración de núclidos en comparación con los sedimentos finos. Sin embargo, en la cuenca del Río Huasco la arena está enriquecida en 10Be en relación con las gravas, mostrando resultados contrapuestos a esta situación. Los resultados representan el segundo trabajo en mostrar la mayor concentración de núclidos en la arena en relación con las gravas. Belmont et al. (2007) interpretaron que esta diferencia esta controlada por la abrasión de los clastos durante su transporte. A continuación, proponemos una hipótesis alternativa para explicar esta diferencia, la que considera que las gravas que rellena el valle serian el producto de particulares procesos erosivos en las laderas. La menor concentración en las gravas podría ser explicada al considerar que ellas se originan por procesos erosivos relativamente rápidos que involucran derrumbes, flujos de detritos, o erosión glacial. Estos procesos excavaron profundas trincheras donde la concentración de 10Be es menor dada

103 su disminución con la profundidad (e.g. Brown et al., 1995, Matmon et al., 2003, Reinhardt et al., 2007; Yanites et al., 2009). La exhumación de profundos bloques tiene como resultado que las gravas resultantes estén empobrecidas en núclidos cosmogénicos. En los Andes semiáridos existen evidencias geomorfológicas de episodios de gran producción de gravas producto de glaciaciones, derrumbes y flujos de detritos ocurridos durante el Pleistoceno Tardío – Holoceno (refiérase al Capitulo 5 y al Apéndice 2.2: Riquelme et al., en prensa). Las gravas que constituyen el relleno sedimentario del valle son el resultado de este tipo de procesos, lo que podría explicar su baja concentración de 10Be en relación a la arena. La concentración de 10Be en la arena seria mayor al de las gravas, ya que su producción engloba todos los procesos erosivos de la cuenca, incluidos los procesos graduales de desgaste superficial desarrollados en laderas e interfluvios más estables, y que dan origen a suelos y regolitos. Para graficar esto, podemos por ejemplo considerar que parte de la arena que rellena el valle proviene de los pedimentos Miocenos preservados en los interfluvios (refiérase a la sección 4.1), y cuyas superficies están enriquecidas en núclidos cosmogénicos dada las bajas tasas de erosión que han permitido su preservación hasta hoy (Nishiizumi et al., 2005). La inclusión de sedimentos con altas concentraciones de 10Be, puede aumentar considerablemente la concentración de 10Be en la fracción arena en relación a las gravas.

Aguas abajo de la conexión de los dos principales tributarios de la cuenca del Río Huasco (Valle del Carmen y Valle del Transito) la concentración de 10Be disminuye en los sedimentos fluviales, tanto en gravas como en la arena (Fig. 4.7). Estas muestras fueron recolectadas aguas abajo de una zona de knick, resultado de la adición de escorrentía luego de la conexión entre los dos principales tributarios y la presencia del escarpe que separa la Cordillera Principal de la Cordillera de la Costa (ver detalles morfométricos en el Capitulo 3). La incorporación de sedimentos de baja concentración de 10Be, derivados de las laderas inestables de esta zona, donde la erosión es mayor y el tiempo de exposición es relativamente menor, podría ser la causa de las menores concentraciones en los sedimentos fluviales recolectados. Sin embargo, las superficies de rocas graníticas y granodioriticas son escasa aguas abajo de la

104 zona de knick, por lo que la fuente de los sedimentos de esta litología puede provenir de antiguas sucesiones de gravas adosadas a los interfluvios y a las partes altas de las laderas de los valles. Estas sucesiones probablemente evidencian las primeras etapas de formación de la cuenca del Valle del Huasco durante el Mioceno-Plioceno (Riquelme et al., 2010). Resumiendo, considerando que diferentes tamaños de sedimentos derivan de una combinación diferente de procesos de erosión, se deberían interpretar por separadas las tasas de erosión estimadas de la concentración de 10Be en arena y gravas. Las tasas de erosión que se pueden calcular de la concentración en la arena podrían integrar todos los procesos erosivos de la cuenca, incluyendo velocidades de los procesos de difusión de superficies de laderas e interfluvios relativamente estables, así como los procesos de incisión de valles de las laderas menos estables, mientras que las tasas de erosión calculadas en las gravas solo integran los procesos de incisión de valles, asociados por ejemplo a derrumbes, flujos de detritos y erosión glacial. Por otra parte, las tasas de erosión que proceden de los sedimentos recolectados en la zona de knick pueden sobrestimar las tasas de erosión de la cuenca debido a la incorporación local de sedimentos con menor concentración de 10Be.

4.2.1.2. Variabilidad de la concentración de 10Be producto del transporte en los ríos

Autores también han explorado la posibilidad que la diferencia en la concentración de 10Be en diferentes tamaños de sedimentos sea producto de su transporte en los ríos (e.g. Belmont et al., 2007; Nichols et al., 2002, 2005a; Carretier et al., 2009b, Carretier y Regard, en prensa). En efecto la abrasión y la acumulación de 10Be durante el tiempo de transporte pueden generar variaciones en la concentración. La movilidad y los tiempos de permanencia de los sedimentos en el sistema fluvial varían entre sedimentos de distinto tamaño. En general clastos de mayor tamaño son menos móviles y permanecen más tiempo en relación a los más pequeños. Considerando la acumulación de núclidos cosmogénicos durante el transporte, la concentración de 10Be en las gravas debería ser mayor que en la arena. Por otra parte, la producción de 10Be

105 durante el transporte debería producir un aumento de la concentración en los sedimentos hacia aguas abajo (Nichols et al., 2002, 2005a; Carretier y Regard, en prensa). Los resultados en la cuenca del Río Huasco sugieren que la producción de núclidos cosmogénicos durante el transporte es insignificante en relación con la producción en las laderas. En efecto, por un lado, es la arena la que presenta mayor concentración en relación a las gravas, y por otro lado no se observa un aumento de la concentración hacia aguas abajo, si no que por el contrario disminuye. Este es un resultado mayor, ya que la acumulación relativamente insignificante de núclidos cosmogénicos durante el transporte es un supuesto básico que valida el método de estimación de tasas de erosión promedio de cuencas por la medición de la concentración de núclidos cosmogénicos y que concuerda con lo determinado por otros autores (e.g. Brown et al., 1995, Matmon et al., 2003, Nichols et al., 2005b; Carretier et al., 2009b; Carretier y Regard, en prensa). Belmont et al. (2007) sugieren que la diferencia de concentración de 10Be entre gravas y arena se relaciona con los procesos de abrasión de los clastos durante su transporte en los ríos, como resultado de impactos y fricción con otros clastos y con el lecho del río (Kuenen, 1956; Bradley, 1970). La abrasión de las capas superficiales generaría el empobrecimiento de 10Be en los clastos, mientras que el sedimento fino resultante, está enriquecido de núclidos cosmogénicos (Carretier et al., 2009b; Carretier y Regard, en prensa). Estos sedimentos finos pueden estar contenidos en las muestras de arena recolectadas en la cuenca del Río Huasco y ello explicaría la mayor concentración de 10Be en la arena en relación a las gravas, que al perder sus capas superficiales se empobrecen en 10Be. Por otro lado, la abrasión durante el transporte, podría también explicar la disminución de la concentración en los sedimentos hacia aguas abajo. Un nuevo estudio entrega antecedentes teóricos que permiten proponer otra explicación. Carretier y Regard (en prensa) estudiaron la evolución de la concentración en núclidos cosmogénicos en la superficie de bloques y gravas, desde su exhumación en las laderas, hasta el lugar de muestreo en el río. Un resultado destacable es que la concentración media en la superficie de un bloque ubicado en la ladera no es muy diferente de la

106 concentración en la arena en ese mismo lugar. Esto sugiere que el sedimento generado por la abrasión fluvial de los bloques no enriquece en 10Be la arena del río. Por otro lado, la abrasión puede disminuir la concentración media en 10Be de las gravas durante su camino a lo largo del río. Este resultado, a pesar de ser teórico, sugiere que la mayor concentración relativa de 10Be en la arena no es el producto de la abrasión de bloques y gravas. Por otra parte, provee una explicación simple y alternativa para explicar la disminución de la concentración de 10Be aguas abajo en la cuenca del río Huasco. Resumiendo, la mayor concentración de 10Be de la arena en relación a las gravas, así como la disminución de la concentración hacia aguas bajo, puede ser el resultado de la abrasión de los sedimentos durante el transporte en el río. Sin embargo, cabe recordar que en el caso de la cuenca del Río Huasco, tanto la mayor concentración en la arena en relación a las gravas, así como la disminución de la concentración en los sedimentos aguas abajo, pueden ser explicados por las variaciones en las velocidades y en los mecanismos de erosión en las laderas, reflejada en la geomorfología de la cuenca, sin intervención de los proceso de enriquecimiento o empobrecimiento de núclidos cosmogénicos que se pueden generar durante el transporte de los sedimentos en el río.

4.2.2. Calculo de la tasa de producción teórica de 10Be en la cuenca del Río Huasco

Para conocer las tasas de erosión en la cuenca del Río Huasco, mediante la medición de la concentración de núclidos cosmogénicos en sus sedimentos, primero se debe estimar la producción del núclido en la cuenca. Es específicamente en superficies de granito y granodiorita donde se estimó la producción de 10Be, ya que los sedimentos recolectados provendrían de estas superficies ubicadas aguas arriba de cada punto de muestreo. En efecto, la concentración de 10Be en los sedimentos deriva de la exposición a la radiación cósmica de estas superficies. Utilizando mapas geológicos del Servicio Nacional de Geología y Minería de Chile (Sernageomin, 2003) y modelos de elevación digital, se construyeron histogramas de altitud del área que cubre estas superficies y que están circunscritas a cada una de las cuencas

107 vertientes que drenan los puntos de recolección de muestras (detalles de metodología en la sección 1.4.4). En base a estos histogramas se calcularon las tasas de producción promedio de 10Be en las superficies graníticas y granodioríticas dependiendo de los puntos de muestreo a lo largo de la cuenca del Río Huasco (Fig. 4.8).

Figura 4.8: Mapas que incluyen la posición de las muestras recolectadas de sedimentos fluviales en la cuenca del Río Huasco. Las áreas coloreadas representan las superficies graníticas ubicadas aguas arriba de cada uno de los puntos de recolección. Los gráficos representan histogramas para cada una de las superficies indicando la distribución de la altitud. En verde se distingue la red de drenaje del Valle del Carmen del resto de la red de drenaje de la cuenca del Río Huasco en azul.

108 Se recolectaron muestras de sedimentos en los dos principales valles tributarios de la cuenca del Río Huasco: Valle del Transito y Valle del Carmen (Fig. 4.8). Aguas arriba del punto de recolección de las muestras HUA-2, HUA- 3 y HUA-4, las superficies graníticas y granodioríticas del Valle del Transito abarcan un área de 1.600 km2, representando un 53 % del área de la cuenca vertiente. La altitud promedio de estas superficies es de 3.417 m s.n.m. y la desviación estándar es de 813 m. En el Valle del Carmen el área de las superficies graníticas y granodioríticas aguas arriba de la muestra HUA-7 y HUA-9 es de 911 km2, representando el 31 % de la cuenca vertiente. La altitud promedio de estas superficies es de 3.487 m s.n.m. y la desviación estándar es de 761 m. Aguas abajo de la conjunción de los dos principales tributarios de la cuenca del Río Huasco (Fig. 4.8), se recolectaron muestras de sedimentos fluviales en dos puntos: HUA-14(12) y HUA-11(10). Considerando estos puntos de muestreo, el área de las superficies graníticas y granodioríticas es de 3.100 km2, lo que representa aproximadamente el 41 % del área de la cuenca vertiente. La altitud promedio de las superficies varia entre 3.298 y 3.340 m s.n.m. y la desviación estándar es de entre 847 y 812 m. En la Tabla 4.5 se resume la posición de los puntos de muestreo (latitud, longitud y altitud), al área de la cuenca y de las superficies graníticas y granodioríticas aguas arriba de cada punto de recolección y la altitud promedio y desviación estándar en las superficies. En el cálculo de la producción de 10Be se considero la latitud (28.9° Lat. Sur) y la densidad invariable (2.700 kg*m-3), por lo que las diferencias de tasas de producción son únicamente producto de las variaciones de altitud. La distribución de la altitud de las superficies graníticas y granodioríticas en la cuenca del Río Huasco determinó valores promedios de producción de 10Be de entre 37,493 y 41,155 at*g-1*a-1 (Tabla 4.5). A medida que se consideran superficies acotadas a las zonas más altas de la cuenca, la tasa de producción promedio de 10Be aumenta junto con la altitud de las superficies. Esto se debe al incremento de la producción de 10Be con la altitud. Así por ejemplo en las muestras ubicadas en los Valles del Carmen y del Transito, donde el promedio de altitud de las superficies es más alto, son mayores los valores de producción de 10Be en relación a aguas abajo (Tabla 4.5).

109 Muestra Área cuenca km2 Área superficies Altitud Prom ±Stdev (m Tasa Producción 10Be (at*g- (km2) s.n.m.) 1*a-1) HUA-3 3.108 1.642 3417 ±813 40,044 HUA-2 HUA-9 2.936 911 3487 ±761 41,155 HUA-7 HUA-11 7.244 3.057 3340 ±812 38,854 HUA-10 HUA-14 7.835 3.133 3298 ±847 37,493 HUA-12

Tabla 4.5: Tabla que indica el área de la cuenca aguas arriba de cada punto de muestreo, el área de las superficies graníticas circunscritas a la cuenca, las altitud promedio y su desviación estándar, y las tasas de producción de 10Be en las superficies. Las muestras están ordenadas desde aguas arriba hacia aguas abajo. La producción fue calculada considerando una tasa de producción de 4,5 at*g-1*a-1 a nivel del mar y en latitudes altas.

4.2.3. Estimación de tasas de erosión en la cuenca del Río Huasco

Una vez analizada la variación de la concentración de 10Be en los sedimentos y calculada la producción de 10Be en las superficies fuente de los sedimentos, se presentan las tasas de erosión promedio estimadas a escala de miles de años para la cuenca del Río Huasco. Estas tasas de erosión consideran la producción teórica de 10Be en las superficies y la concentración de 10Be en los sedimentos recolectados. En sección 1.4.4 se exponen los detalles de la metodología, los parámetros utilizados en este estudio y las ecuaciones para el cálculo de tasas de erosión. Cabe destacar que las tasas de erosión calculadas asumen el supuesto que el tiempo de transporte y acumulación de 10Be durante este periodo, es despreciable en comparación con el tiempo de exposición en las laderas (e.g. von Blanckenburg, 2005). Las tasas de erosión calculadas en la cuenca del Río Huasco tienen valores de entre 29 y 107 m/Ma, manteniéndose en el mismo orden de magnitud (Tabla 4.6). Considerando todos los resultados, el promedio de tasas de erosión para la cuenca es de 68 m/Ma en la Cordillera Principal. A pesar que tienen el mismo orden de magnitud, el rango de las tasas de erosión calculadas en la arena (29 – 36 m/Ma; Tabla 4.6), es significativamente menor

110 que el rango de las tasas de erosión calculadas en las gravas (71 - 107 m/Ma). Considerando la discusión previa, en torno a la variación de la concentración de 10Be en los sedimentos, la diferencia en las tasas de erosión estimadas puede ser explicada al imaginar que las gravas son el producto de derrumbes, flujos de detritos y erosión glacial, y las tasas de erosión determinadas en ellas representan procesos particulares localizados a lo largo de la cuenca, mientras que las arenas son en parte, el resultado de la lenta erosión por procesos de difusión de las superficies estables de interfluvios y ladera, y así, ellas representan las tasas de erosión promedio en la cuenca vertiente.

Muestra Concentración 10Be Tasa erosión (m/Ma) (104*at*g-1)

Arena (0,025 - 0,008 cm) HUA-7 83,31 ± 5,35 28,97 ± 1,10 HUA-12 59,86 ± 2,5 36,81 ± 0,91

Gravas (~ 5 cm) HUA-9 31, 92 ± 2,66 76,10 ± 3,75

Gravas (10 - 8 cm) HUA-3 33,22 ± 1,78 71,13 ± 2,26 HUA-11 21,55 ± 1,87 106,52 ± 5,47 HUA-14 24,88 ± 1,24 89,02 ± 2,64 Tabla 4.6: Resultados de medición de la concentración de 10Be y estimación de las tasas de erosión en muestras de sedimentos fluviales recolectadas a lo largo de la cuenca del Río Huasco. La tabla agrupa las muestras en relación al diámetro del sedimento. El error de las tasas de erosión trasciende desde la incertidumbre analítica en la medida de la concertación de 10Be y no son asociados a factores geológicos. Los errores que se derivan de factores geológicos no están expresados, ya que los valores asumen los supuestos que permiten la utilización de este método y que se describen en la metodología (sección 1.4.4). La tasas de erosión fueron calculadas considerando una tasa de producción de 4,5 at*g-1*a-1 a nivel del mar y en latitudes altas.

Tanto las tasas de erosión calculadas en las gravas como en la arena, son mayores aguas abajo de la conexión entre los dos principales tributarios de

111 la cuenca del Río Huasco (Fig. 4.9). Las relativamente mayores tasas de erosión calculadas aguas abajo, podrían ser el resultado de la incorporación local de sedimentos empobrecidos en 10Be, dada la inestabilidad de las laderas y la fuerte incisión del valle en la zona de knick. Sin embargo, no podemos descartar que la concentración de 10Be sobrestime las tasas de erosión debido al empobrecimiento de la concentración de 10Be por la abrasión de los clastos durante el transporte en el río (Carretier y Regard, en prensa). En cualquier caso, las tasas de erosión calculadas en la muestras ubicadas aguas arriba de la zona de knick (HUA-3, HUA-7, HUA-9) podrían ser una mejor estimación de las tasas de erosión en la Cordillera Principal, en relación a las localizadas aguas abajo donde los sedimentos podrían estar empobrecidos en 10Be por la incorporación local de sedimentos en la zona de knick o la abrasión durante el transporte en el río. Un aspecto importante de destacar es el rango de tiempo en las que las tasas de erosión promedio son validas (e.g. von Blanckenburg, 2005). Considerando la densidad de las rocas de composición granítica y granodioríticas (2,7 g cm-3), la acumulación de 10Be se realizaría hasta una profundidad de aproximadamente 0,6 m de la superficie desde donde provendrían los sedimentos recolectados. Según las tasas de erosión calculadas por la concentración de 10Be en las gravas (71 - 107 m/Ma), se necesitan entre 8 y 6 ka para llegar a esta profundidad. El mismo análisis considerando las tasas de erosión sugeridas por la arena (29 – 36 m/Ma), indicarían que son necesarios entre 21 y 16 ka para llegar a una profundidad de 0,6 m. Luego, las tasas de erosión calculadas en los sedimentos fluviales de la cuenca del río Huasco son representativas de periodos de decenas de miles de años.

4.3. Comparación de las tasas de erosión a corto, mediano y largo plazo en la cuenca del Río Huasco

Tanto las tasas de erosión calculadas con la función black top hat a escala de millones de años, como las calculadas por la concentración de 10Be en los sedimentos fluviales a escala de decenas de miles de años, consideran el área completa de una cuenca, por lo que ellas representan tasas de erosión

112 promedio. Al ser un promedio, las tasas calculadas integran las variaciones de denudación a corto plazo y de zonas específicas de la cuenca vertiente considerada, como por ejemplo resultado de un derrumbe. Luego, representan a un periodo de tiempo relativamente extenso de la evolución geomorfológica de la cuenca. Por otro lado al ser un promedio normalizado por el área drenada, las tasas pueden ser comparadas entre si. La diferente posición geográfica de las estimaciones complica la comparación entre las tasas de erosión calculadas a escala de millones y miles de años en la cuenca del Río Huasco. En efecto, las diferentes escalas de tiempo también implican diferentes posiciones y área drenada de la cuenca, por lo que hacer comparaciones resulta complejo. Mientras que las tasas de erosión para la escala de millones de años están circunscritas a tributarios fluvio-glaciales de la cabecera de la cuenca del Río Huasco de la Cordillera Principal oriental, las tasas de erosión calculadas para un intervalo de tiempo de decenas de miles de años, representan un promedio para un área más amplia de la cuenca vertiente de la Cordillera Principal, que incluye a tributarios sin evidencias de actividad glacial. Sin embargo, según varios estudios las tasas de erosión se mantienen en ordenes de magnitudes similares en otras cuencas de regiones montañosas (Fig. 4.6), independiente del área de la cuenca y de la posición relativa de ella en el sistema fluvial, siempre que se sigan los tributarios de más alto orden de jerarquerización (e.g. Sri Lanka, Von Blanckenburg et al., 2004; Aidaho (USA), Kirchner et al., 2001; Cuenca del Río Beni (Bolivia), Safran et al., 2005; Alpes Suizos, Wittmann et al., 2007).

113 Figura 4.9: Distribución de las tasas de erosión calculadas según la concentración de 10Be en los sedimentos fluviales. A. Mapa de la cuenca del Río Huasco. 2. Perfiles E-W que indican altitud máxima, el promedio y la minima altitud del cuadrángulo en el que está circunscrita la cuenca del Río Huasco. Se distingue la posición del muestreo de sedimentos fluviales aguas arriba y abajo de la zona de Knick.

114 Similares valores se obtienen para las tasas de erosión calculadas para los últimos 8 ± 2 Ma (34 - 57 m/Ma) en las cuencas tributarias de la Cordillera Principal oriental y las calculadas a escala de decenas de miles de años por la concentración de núclidos cosmogénicos en las arena que rellana los valles (29 - 36 m/Ma) (Fig. 4.10). La similitud entre las tasas de erosión sugiere que los mecanismos que aceleraron la erosión hace 8 ± 2 Ma y que excavaron los valles, se registran en las tasas de erosión que consideran intervalos de tiempo inferiores a decenas de miles de años. Luego podemos sugerir que una ventana de tiempo de decenas de miles de años, incluye los mecanismos y velocidades de transferencia de material asociados a la excavación de lo valles y configuración del paisaje de los Andes semiáridos durante el Plio- Cuaternario.

Figura 4.10: Grafico que relaciona la velocidad y la escala de tiempo involucrada en las tasas de erosión en la cuenca del Río Huasco. En tonos azules se indican los rangos de las tasas de erosión calculadas a escala de millones de años con la extracción del volumen erosionado de los valles. En tono oscuro se indican las tasas de erosión durante los últimos 6 Ma y en tono más claro las tasas de erosión del Mioceno (15-10 Ma). En tonos rojos se indican los rangos de tasas de erosión calculadas por la concentración de 10Be en los sedimentos fluviales. En tono oscuro se indican las tasas de erosión calculadas en las gravas, mientras que en tono más claro se señala el intervalo de tasas de erosión calculadas en la arena. En verde se indica el rango de tasas de erosión calculados por la cuantificación del volumen de sedimentos transportados por el río durante las ultimas décadas (Pepin et al., en prensa). El valor mínimo de este intervalo representa la tasa de erosión calculada al normalizar el flujo de sedimentos por toda el área de la cuenca vertiente, mientras que el máximo valor se calculó considerando la normalización por el área de los tributarios glacio-fluviales de la Cordillera Principal oriental.

115 Consistencia entre tasas de erosión a escala de miles y millones de años se ha reconocido en otras dos áreas de los Andes Centrales. Recientemente, las tasas de erosión calculadas a escala de decenas de miles de años (12 - 75 m/Ma) en la cuenca del Río Lluta (18°Lat. Sur), med iante la medición de la concentración de núclidos cosmogénicos en sedimentos fluviales (Kober et al., 2009), parecen ser comparables en orden de magnitud a las calculadas a escala de millones para los últimos 7,5 Ma (13 m/Ma; Kober et al., 2006). La incisión derivada de estas tasas de erosión, ha generado profundos cañones en superficies de pedimentos de 7,5 Ma, similar a lo que acontece en la cuenca del Río Huasco durante los últimos 6 Ma. En la cuenca del Río Beni, en la vertiente oriental de los Andes Tropicales (14 – 17°S), se ha estimado mediante la cuantificación de la concentración de núclidos cosmogénicos en sedimentos fluviales, tasas de erosión de entre 40 – 1350 m/Ma a escala de 15 ka. Este amplio rango de tasas de erosión tienen un promedio de 420 m/Ma y una moda de entre 200 y 400 m/Ma, valores similares a los determinadas por trazas de fisión a escala de millones de años (200 – 600 m/Ma, Safran et al., 2005). Esto sugiere, que al menos en estas tres localidades de los Andes Centrales (cuencas de los ríos Huasco, Lluta y Beni), los procesos de erosión que dominaron la evolución del paisaje y la denudación de la Cordillera de los Andes durante los últimos millones de años, permanecen activos y son perceptibles a escalas de tiempo de decenas de miles de años. Como ya se menciono mas arriba, las tasas de erosión calculadas entre los 17 y 6 Ma (5 – 31 m/Ma) en la cuenca del Río Huasco son comparables con las documentadas en el Desierto de Atacama (Tabla 4.3), donde la persistencia de un clima híper-árido permite la presencia de pedimentos activos (e.g. Riquelme et al., 2007). En la cuenca del valle del Huasco se habrían activado los mecanismos de incisión de valles a los 8 ± 2 Ma, incrementando las tasas de erosión hasta valores superiores a 30 m/Ma. Esta observación nos permite distinguir rangos de tasas de erosión diferentes para ambientes dominados por pediplanización del paisaje (<30 m/Ma) y por procesos erosivos de incisión de valles (>30 m/Ma) en los Andes Centrales. El rango de tasas de erosión para ambientes dominados por procesos erosivos de incisión de valles (>30 m/Ma)

116 están ademas registradas en las tasas de erosión calculadas en los sedimentos fluviales a escala de decenas de miles de años (29 – 107 m/Ma). Si asumimos un tiempo de transporte relativamente pequeño, es decir que la acumulación de 10Be se desarrolló en la ladera de los valles y no durante el transporte de los sedimentos, la tasas de erosión calculadas en los sedimentos del Valle del Huasco representan los últimos 21 ka. Este periodo coincide con un contexto de retirada de los hielos después de los 22 ka en los Andes semiáridos (refiérase al Capitulo 5). Luego, es probable que los sedimentos recolectados representen la acumulación de 10Be y la erosión de las laderas en un contexto de desglaciación y que fueron exportados aguas abajo por la actividad paraglacial. Lo anterior sugiere que la alternancia de glaciación - desglaciación, seria un importante factor en la erosión y exportación de sedimentos. A su ves, la similitud entre las tasas de erosión a escala de miles de años y las tasas calculadas para los últimos 8 ± 2 Ma, podría validar esta hipótesis para el Plio-Cuaternario, es decir que el inicio de la alternancia de glaciación – desglaciación habría sido un importante agente de erosión e incisión de valles durante los últimos millones de años. La importancia de la erosión glacial también se evidencia al comparar las tasas de erosión a escala de millones de años en las cuencas con registros de erosión glacial en relación con las no glaciales, donde en las primeras las tasa de erosión y la incisión de los valles es más importante. Consistentemente, la morfometría, y específicamente la hipsometría, también sugiere la importancia de la actividad glacial en el modelado del paisaje y la incisión de los valles a largo plazo (refiérase al Capitulo 3). Todo lo anterior parece confirmar lo observado en la vecina cuenca del Río Elqui (30°S), donde la morfoestratigrafía cuaternaria sugiere la importancia de la alternancia de glaciación - desglaciación en la denudación de la Cordillera Principal de los Andes semiáridos (Riquelme et al., en prensa; incluido en Apéndice 2.2). En el Capitulo 5 se incluye el estudio morfoestratigráfico de los depósitos sedimentarios del Pleistoceno Tardío – Holoceno en la cuenca del Río Huasco, lo que permite retomar esta discusión con mayores antecedentes.

117 4.3.1. Comparación con tasas de erosión a escala de décadas

La metodología más común para estimar tasas de erosión en cuencas hidrográficas es la cuantificación del volumen de sedimentos transportados por los sistemas fluviales (e.g. Filizola y Guyot, 2004; Pepin et al., en prensa) y que abarcan periodos de tiempo de décadas a siglos (101 – 102 años). En general los valores de tasas de erosión calculadas a largo plazo (103 – 106 años) son de mayor magnitud que las calculadas a corto plazo (101 – 102 años) en Europa, Norte America y Sudamérica (e.g. Ferrier et al., 2005; Kichner et al., 2001; Kober et al., 2007,2009; Matmon et al., 2003; Meyer et al., 2008; Morel et al., 2003; Schaller et al., 2001, 2002). En Asia, donde el efecto antrópico a aumentado las tasas de erosión durante las ultimas décadas, la relación se invierte y son las tasas de erosión a escala de corto plazo las que son mayores en relación con las de largo plazo (Hewawasam et al., 2003; Von Blanckenburg et al., 2004). Según estos trabajos la inconsistencia entre tasas de erosión a largo y corto plazo indicaría que los cálculos de tasa de erosión a escala de decenas y siglos no representan la velocidad de evolución geomorfológica de los valles y mas bien muestran escenarios de transferencia de materia acotados temporalmente. Como ya es ampliamente registrado a nivel global, la inconsistencia entre valores de tasas de erosión calculados a escala de décadas en los Andes Centrales, con los calculados a una escala de tiempo mayor, indicaría que la medición de tasa de erosión a escala de siglos y décadas no representa las velocidades y modos involucrados en la conformación del paisaje de las cuencas. En efecto, en la zona de Arica (18°S) tasa s de erosión a escala de 104 años (12 - 75 mm/a) son cinco veces mayores que las calculadas a corto plazo (Kober et al., 2009). Indiscutible evidencia de la inconsistencia se observa en el extremo sur del Desierto de Atacama, donde las tasas de erosión calculada con la función black top hat, en cuencas esporádicamente activas y donde los mecanismos de erosión de río están prácticamente inactivos, indican valores de entre 6 y 16 m/Ma para la incisión de los valles durante los últimos 10 Ma (Riquelme et al., 2008). Similar observación se hace en la cuenca del Río Huasco, donde las tasas de erosión calculadas para los últimos 8 ± 2 Ma

118 (45,34 ± 11,49 m/Ma; extracción de volúmenes de valles fluvio-glaciales), y las calculadas para decenas de miles de años (entre 29 - 107 m/Ma; concentración de 10Be en clastos fluviales) son un orden de magnitud más grandes que las calculadas para las ultimas décadas (4,1 m/Ma; Fig. 4.10), mediante la medición de la concentración de sedimentos en suspensión (Pepin et al., en prensa). La inconsistencia entre las tasas de erosión a largo y mediano plazo con las de corto plazo en la cuenca del Río Huasco sugiere que las tasas de erosión calculadas en una ventana de tiempo superior a 104 años involucran periodos de gran eficiencia de la erosión, en relación a la escasa erosión registrada durante las últimas décadas. Luego, deben haber existido periodos de mayor erosión en comparación a la baja erosión que se observa actualmente. Otra posibilidad que explica esta discrepancia, es que la disponibilidad de sedimentos para transporte este decreciendo luego de varios miles de años transcurridos desde la última desglaciación. Cualquiera que sea la causa de esta diferencia, las tasas de erosión a corto plazo aparentemente no representarían las velocidades y modos involucrados en la conformación de los valles incididos de los Andes semiáridos. El análisis estacional de la carga de sedimentos en el río a escala de décadas permite proponer otra alternativa para explicar las bajas tasas de erosión en la cuenca del Río Huasco (Fig. 4.11). El análisis estacional indica que es entre septiembre y febrero cuando se desarrolla la mayor parte del transporte de sedimentos. El carácter predominantemente nival, implica que los procesos de transferencia de materia al interior de los sistemas fluviales, estén controlados por los deshielos que comienzan en primavera. En efecto, en la estación fluviométrica Algodones de la cuenca del Río Huasco (750 m s.n.m.), la concentración de carga de sedimentos en suspensión, aumenta desde 8 hasta 45 t a-1 km-2, entre septiembre diciembre. Luego, la concentración cae a valores menores a 2,2 t a-1 km-2 entre marzo y agosto. Considerando estos registros, entre septiembre y febrero se desarrolla el 80% del total anual de exportación de sedimento en la cuenca del Río Huasco. Es decir que los sedimentos transportados por el agua provienen de las zonas de deshielo. Esto sugiere que las tasas de erosión a escala de décadas no deben ser calculadas normalizando el flujo de sedimentos por el área de toda la cuenca vertiente de

119 la estación Algodones (7189 Km²) si no que solo por el área donde se desarrolla la acumulación de nieve durante el invierno. Según Favier et al. (2009), es sobre los 3000 msnm donde la nieve se acumula durante el invierno, derritiéndose durante los meses estivales. Luego, son las cuencas localizadas sobre esta altura las que sustentan el recurso hídrico durante el verano y que controlan la transferencia de sedimentos hacia aguas abajo. Luego para estimara las tasas de erosión se deben considerar las áreas acotadas a esta actividad. Al normalizar por el área de la cuenca sobre los 3000 msnm (4.895 Km², Fig. 4.12), el valor de la tasa de erosión remonta hasta 6 m/Ma. Sin embargo, el área sobre los 3000 msnm incluye muchas superficies de pedimentos de los interfluvios de la Cordillera Principal, donde su preservación sugiere que están relativamente inactivas en cuanto a las tasas de erosión. Al constreñir el área de normalización a las cuencas fluvio-glaciales de la Cordillera Principal oriental (2.623 Km², Fig. 4.12), el valor de la tasa de erosión llega a 11,2 m/Ma, valor aun muy distante a los calculados a escala de miles por la concentración de 10Be en la arena (29-107 m/Ma) (Fig. 4.10). Quizás las tasas de erosión a escala de décadas indiquen el background de erosión asociado a los procesos de difusión de laderas y superficies. Este background de erosión estaría más en relación con las tasas de erosión calculadas entre los 17 y 6 Ma (5 – 31 m/Ma) cuando dominaban los procesos de difusión. Luego, podemos imaginar que las actuales tasas de erosión (101 años) y las calculadas para le evolución geomorfológicas del paisaje entre los 17 y 6 Ma (106 años) están dominadas por mecanismos de erosión de superficies relativamente estables, y que se desarrollan a tasas de erosión menores a 30 m/Ma (Fig. 4.9). Por el contrario, las tasas de erosión determinadas por la concentración de 10Be en los sedimentos fluviales (104 años) y las calculadas para la incisión de valles después de los 8 ± 2 Ma (106 años) están dominadas por mecanismos de erosión de laderas inestables, y que se desarrollan ha tasas de erosión de entre 30 y 107 m/Ma (Fig. 4.9). Las tasas de erosión asociadas a la incisión de valles no se registrarían a escala de decenas de años, y solo se registra el background de erosión. Sobre este background se superponen intermitentes eventos de fuerte erosión y que quizás podrían ser registrados en una serie de tiempo más extensa a la disponible para la cuenca del Río Huasco.

120 Figura 4.11: Escorrentía y carga de sedimentos en la estación fluviométrica del Río Huasco en Algodones (750 m s.n.m.).

121 Figura 4.12: Modelo de elevación digital de la cuenca del Río Huasco donde se indica la posición de la estación hídrica Algodones (600 msnm), los limites del área de la cuenca que se encuentra sobre los 3000 msnm (en azul) y del área de las cuencas tributarias fluvio-glaciales (en rojo).

4.4. Comparación con tasas de erosión a nivel regional y global

Tanto las tasas de erosión calculadas en la cuenca del Río Huasco a escala de millones de años, como las calculadas a escala de decenas de miles de años, se pueden comparar con tasas de erosión a nivel global, ya que ellas están normalizadas por el área de la cuenca. La comparación que se presenta a continuación, considera los valores de tasas de erosión obtenidos por la concentración de núclidos cosmogénicos, es decir, a escala de decenas de miles de años, ya que este método ha mostrado ser robusto en el cálculo de

122 tasas de erosión a escala de cuencas y en diferentes contextos climáticos y tectónicos. La comparación involucra tasas de erosión en cuencas donde los parámetros de temperatura media anual, precipitación y pendiente están disponibles. El orden de magnitud (10-100 m/Ma) de las tasas de erosión calculadas en la cuenca del Río Huasco es propio de regiones montañosas con diferentes condiciones climáticas (Fig. 4.13). Existen excepciones que escapan a este orden de magnitud, como los relativamente bajos valores en el escarpe de Namibia (Bierman y Caffee, 2001) y en Sri Lanka (Von Blanckenburg et al., 2004), y los altos valores en la vertiente oriental de los Andes Tropicales (Safran et al., 2005). En efecto, a pesar del fuerte contraste en la tasa de precipitación, los valores de tasas de erosión en Namibia y en Sri Lanka son similares entre si, lo que sugiere que son el resultado del similar contexto morfoestructural que existe entre ambas localidades, donde el retroceso de un escarpe a generado el sistema fluvial en un ambiente tectónico pasivo (Von Blanckenburg et al., 2004). En el contexto de los Andes Centrales, donde las variables tectónicas serian relativamente similares, los valores de tasas de erosión pueden ser muy variable (Fig. 4.13). Los valores de tasas de erosión calculados en la cuenca del Río Huasco (29 – 107 m/Ma) son de similar magnitud que las estimadas en la cuenca del Río Lluta (12 – 75 m/Ma; Kober et al., 2009), ubicada también en la vertiente occidental de los Andes (Fig. 4.13), en el extremo norte del Desierto de Atacama (18°S). Sin embargo, los valores de tasa s de erosión calculadas en la vertiente occidental de los Andes, son uno o dos ordenes de magnitud más bajos en relación con aquellos calculados en la cuenca del Río Beni (Fig. 4.13), localizada entre los 14 - 17°S, en la vertiente or iental de los Andes Tropicales (40 - 1350 m/Ma; Safran et al., 2005). En la vertiente oriental de los Andes Tropicales, a la latitud de la cuenca del Río Beni, las precipitaciones pueden alcanzar entre 1500 y 2000 mm/año, asociadas a la influencia de los vientos húmedos del este que provienen del Amazonas y el Océano Atlántico. Por el contrario, en la vertiente occidental de los Andes entre los 18 y 29°S, la combinación entre la permanente posición del Anticiclón del Pacifico Suroriental, la presencia de un biombo climático que representa la Cordillera de los Andes y la corriente fría de Humboldt, que restringe la evaporación en el

123 Océano Pacifico, determina un clima árido con tasas de precipitación que no superan lo 50 mm/año en la costa y 400 mm/a sobre los 4.000 m s.n.m. El fuerte contraste de tasas de precipitaciones, sugiere que las diferencias de tasas de erosión entre ambas regiones están fuertemente controladas por la variabilidad climática. La influencia del factor clima en las variaciones de tasas de erosión en los Andes Centrales, también se pueden sugerir a partir de los resultados preliminares de variación de la concentración de 10Be en los sedimentos fluviales a lo largo de la vertiente occidental de los Andes (datos no publicados del Proyecto ANR-06-JCJC-0100 ANDES: Analysing Differences in erosión rate and Sediment discharges over the time in the Andean fore arc region (Perú and Chile), Responsable: S. Carretier). El debilitamiento del Anticiclón del Pacifico Suroriental y el paso desde un clima híper árido a uno más húmedo y templado de latitudes medias, podría explicar la disminución hacia el sur de la concentración de 10Be en los sedimentos fluviales (e.d. mayor erosión en la cuenca vertiente). Luego las tasas de erosión en los Andes Centrales pueden estar fuertemente influenciadas por las variaciones climáticas a lo largo de su extensión de más de 4000 km en dirección aproximadamente Norte – Sur. Luego, aunque a nivel global no se observa una tendencia que indique que las tasas de erosión están controladas por el clima (Fig. 4.13), en los Andes las variaciones climáticas, en un contexto tectónico similar, sería un factor determinante en las variaciones de las tasas de erosión a escala de miles de años.

124 Figura 4.13: Comparación de tasas de erosión a escala global considerando las tasas de precipitaciones medias anuales (A) y las temperaturas medias anuales para cada localidad. Se presentan solo valores de tasas de erosión a escala de miles de años calculadas mediante la concentración de núclidos cosmogénicos. La compilación de tasas de erosión fue tomada de von Blanckenburg et al. (2004). La compilación original presenta valores de Puerto Rico [Brown et al., 1995; Riebe et al.,2003], Bega Valley [Heimsath et al., 2000], Sierra Nevada, California (Antelope Lake, Adams Peak, Fort Sage, Grizzly Dome, Fall River, Sunday Peak, and Nichols Peak) [Riebe et al., 2000; recalculado de acuerdo a Riebe et al., 2003], southern Israel [Clapp et al., 2000], Europa Central (Regen and Loire/Allier) [Schaller, 2001; revisado por Schaller et al., 2002], Namibia [Bierman and Caffee, 2001], Frogs Hollow [Heimsath et al., 2001], Smoky Mountains [Matmon et al., 2003], Santa Rosa Mountains, Nevada [Riebe et al., 2004], Sri Lanka [Hewawasam et al., 2003; Von Blanckenburg et al., 2004]. Se incluyen valores de tasas de erosión para la vertiente oriental de los Andes Tropicales (14-17°S; Safran et al., 2005) y para la vertiente occidental de los Andes en la cuenca del Río Lluta (18°S; Kober et al., 2009) y los nuevos valores aportados para la cuenca del Río Huasco (29°S).

125 El aumento de las tasas de erosión hacia el sur también se sugiere de la medición del volumen de sedimentos transportados durante las ultimas décadas (Fig. 4.14; Pepin et al., en prensa). Tasas de erosión de entre 0,05 y 134,2 m/Ma se midieron en el Desierto de Atacama (18° - 23°S), mientras que en los andes semiáridos (28° - 32°S), que represent a una zona de transición climática hacia un clima templado de latitudes medias, las tasas de erosión calculadas para las ultimas décadas son de entre 0,2 y 112,6 m/Ma. Finalmente las tasas de erosión son de entre 5,5 y 2124,2 m/Ma en el centro-sur de Chile (32° - 41°S). Así, la comparación de las tasas de e rosión calculadas a escala de décadas, puede ser una poderosa herramienta para valorar el efecto de las variaciones climáticas a lo largo de los Andes. Sin embargo, como ya fue mencionado en las anteriores secciones, es usual que los valores de tasas de erosión a escala de décadas muestren inconsistencia con valores de tasas de erosión calculados a una escala de tiempo mayor.

Figura 4.14: Tasas de erosión a escala de décadas en cuencas de la vertiente occidental de los Andes de Chile. Se diferencian tres segmentos: Desierto de Atacama, Andes semiáridos y el Centro – Sur de Chile. En rojo se indica la tasa de erosión de la cuenca del Río Huasco a escala de décadas (datos de entre los años 1994 y 2006). Datos de la Dirección General de Aguas – Chile, tomados de Pepin et al. (en prensa).

126 No se observa una clara relación entre las tasas de erosión y la pendiente promedio de las cuencas de regiones montañosas (Fig. 4.15). En efecto, la usual magnitud de tasas de erosión (10 - 100 m/Ma) se observa para cuencas con diferente promedio de pendientes. Sin embargo, tasas de erosión inferiores a 10 m/Ma son observadas en cuencas de Sri Lanka y Namibia, donde el promedio de la pendiente es menor a 0,37 m/m (~20°). En estas dos regiones, los estudio indican la ausencia de reciente actividad tectónica (Von Blackenburg et al., 2004; Bierman and Caffee, 2001). Por el contrario, valores sobre 100 m/Ma han sido calculadas en solo algunas cuencas de la Sierra Nevada en California con promedios de pendiente mayores a 0,43 m/m (~23°) y donde cambios de nivel de base pueden haber rejuvenecido el relieve, mientras que otras cuencas ubicadas lejos de estos estímulos las tasas de erosión son más bajas (Riebe et al., 2000). Esta observación sugiere que la presencia de un relieve, no basta por si sola para provocar una aceleración de la tasa de erosión, si no que debe existir un estimulo que gatilla la rejuvenización del relieve. El promedio de la pendiente de las superficies graníticas y granodioríticas en la cuenca del Río Huasco es de entre 0,51 – 0,53 m/m (27° - 29°), valores similares a cuencas de Puerto Rico y Sierra Nevada, California (Fig. 4.15). Estudios de la concentración du núclidos cosmogénicos en las arenas sugieren que 55 % de estos sedimentos, proviene de la remoción en masa de laderas inestables, mientras que solo el 45 % es atribuido a la movilización desde las superficies más estables de los interfluvios (Brown et al., 1995). Coincidentemente las tasas de erosión determinadas por la concentración de 10Be en las arenas de la cuenca del Río Huasco, son similares a las determinadas en Puerto Rico. Por el contrario, las tasas de erosión calculadas en las gravas, y que serian el producto de la remoción en masa, derrumbes y flujos de detritos de las laderas, son más altas y serian similares a las calculadas en las cuencas de Sierra Nevada con evidencias de cambios en su nivel de basa (Riebe et al., 2000).

127 Figura 4.15: Comparación de tasas de erosión a escala global considerando el rango de la pendiente (m/m) para cada localidad. Se presentan solo valores de tasas de erosión a escala de miles de años calculadas mediante la concentración de núclidos cosmogénicos. La compilación de tasas de erosión fue tomada de Von Blanckenburg et al. (2004) que presenta valores de Puerto Rico [Brown et al., 1995; Riebe et al.,2003], Sierra Nevada, California (Antelope Lake, Adams Peak, Fort Sage, Grizzly Dome, Fall River, Sunday Peak, and Nichols Peak) [Riebe et al., 2000; recalculado de acuerdo a Riebe et al., 2003], Desierto de Nahal Yael (Southern Israel; Clapp et al., 2000], Europa Central (Regen and Loire/Allier) [Schaller, 2001; revisado por Schaller et al., 2002], Namibia [Bierman and Caffee, 2001], Sri Lanka [Hewawasam et al., 2003; Von Blanckenburg et al., 2004]. Las tasas de erosión de Sierra Nevada están separadas en dos grupos (Riebe et al., 2000): 1. Cuencas localizadas cerca de evidencias de cambio de nivel de base. 2. Cuencas localizadas lejos de la influencia de cambios recientes de nivel de base. Se incluye el rango de los valores de tasa de erosión aportados por las muestras de sedimentos en la cuenca del Río Huasco.

Finalmente, la comparación de las tasas de erosión de los Andes con otras cordilleras activas, evidencia la gran variabilidad de las tasas de erosión en los Andes en relación a los otros orogenos, donde las tasas son relativamente más homogéneas (Fig. 4.16). Los valores de tasa de erosión en cuencas de la vertiente occidental de los Andes, cuencas del Río Lluta y Río Huasco, son uno o dos ordenes de magnitud más bajos en relación a las cordilleras de México, Nueva Zelandia, Europa e Himalaya. Por el contrario el

128 rango de la tasa de erosión en la vertiente oriental de los Andes Tropicales (Safran et al., 2005), abarcan órdenes de magnitud similares a las observadas en otras cordilleras activas a nivel global. Las diferencias entre el rango de las tasas de erosión de la cuenca del Río Huasco y Lluta con las determinadas en otras cuencas de orogenos activos y de los Andes Tropicales, puede ser el resultado del clima relativamente más árido en relación a las estimaciones de tasas de erosión en otras cordilleras activas.

Figura 4.16: Compilación de tasas de erosión calculadas por la concentración núclidos cosmogénicos en sedimentos fluviales de cuencas ubicadas en diferentes orogenos activos. La compilación de los datos de México, Nueva Zelanda, Alpes de Europa e Himalaya (Ramírez- Herraera et al., 2002; Riebe et al., 2003; Vance et al., 2002; Von Blanckenburg et al., 2004) fue realizada por Von Blanckenburg et al. (2004). En la compilación original, se incluyeron los datos de cuencas Andinas: cuencas de los ríos Huasco, Lluta (Kober et al., 2009) y Beni (Safran et al., 2005).

129 4.5. Síntesis de los principales implicancias del capitulo

En este capitulo se presentaron tasas de erosión en la cuenca del Río Huasco en dos escalas de tiempo, a escala de millones de años, mediante la extracción del volumen erosionado en cuencas por la función black top hat y a escala de decenas de miles de años por la concentración de 10Be en los sedimentos fluviales de la cuenca. Se calcularon tasas de erosión a escala de millones de años, de entre 5 y 30 m/Ma entre los 17 y 6 Ma, y de entre 45 y 75 m/Ma para los últimos 6 Ma para una cuenca fluvio-glacial de la Cordillera Principal oriental. La diferencia de tasas de erosión sugiere que a los 8 ± 2 Ma se produjo una aceleración de la erosión que resulto en un cambio del patrón de evolución geomorfológica desde pediplanización a incisión de valles. Nosotros interpretamos que esta aceleración fue el producto de la llegada de la erosión regresiva hasta esta posición de la Cordillera Principal, y que responde a un alzamiento de la Cordillera Principal con respecto a la Cordillera de la Costa que se puede haber iniciado tan temprano como el Oligoceno. Por otra parte, al considerar otras cinco cuencas tributarias vecinas, la correlación entre los valores de erosión y el porcentaje de relieve glacial sugiere que la erosión glacial fue un efectivo agente erosivo durante el Plio-Cuaternario. Aun restan superficies de pedimentos en los interfluvios de la Cordillera Principal, lo que sugiere que el relieve se encuentra en una etapa transitoria de su evolución y que aun no se estabiliza geomorfologicamente. La permanencia de un relieve transitorio, sugiere que existen dos dinámicas de erosión en la cuenca, mientras que veloces mecanismos de erosión inciden y rejuvenecen el paisaje formando valles, en las superficies de pedimentos se desarrollan procesos de erosión más lentos que permiten la preservación de un paisaje anciano. En efecto las tasas de erosión calculadas a escala de decenas de miles de años sugieren la presencia de dos velocidades de erosión, una fuerte en las laderas de los valles, que generan bloque y rodados, a tasas de entre 71 y 107 m/Ma, y otra relativamente más moderada en superficies más estable, que generan sedimentos finos, con tasas de erosión de entre 29 y 36 Ma.

130 Dependiendo del área que se considera para la normalización, las tasas de erosión que se extraen del volumen de sedimentos transportados en el Río Huasco (Pepin et al., en prensa) varían entre 4 y 11 m/Ma. En cualquier caso de normalización, estos valores parecen ser bajos al compararlos con las tasas de erosión calculadas para los mecanismos de incisión de valles y parecen estar más acorde con las tasas determinadas para los procesos más lentos de difusión de laderas y de superficies más estables. Esto sugiere que una escala de tiempo de décadas no se registra los procesos involucrados en la incisión de los valles en los Andes semiáridos.

4.5.1. Síntesis de la evolución del sistema fluvial en la cuenca del Río Huasco

Ciertamente, es aventurado proponer como ha evolucionado el sistema fluvial de la cuenca del Río Huasco durante el Neógeno con el cálculo de la variación de tasas de erosión circunscritas a las cuencas tributarias de la Cordillera Principal y con una caracterización morfométrica del relieve a gran escala. Sin embargo los resultados presentados y antecedentes regionales, parecen sugerir que el paisaje del Valle del Huasco habría evolucionado según el dibujo que se presenta en la Figura 4.17 y que se explica a continuación.

• Oligoceno - Mioceno Inferior: En la Cordillera de la Costa se reconoce un relleno de gravas en paleo-valles que habían sido labrados durante el Oligoceno – Mioceno Inferior, y cuyas facies sedimentarias corresponden a las Gravas de Atacama (Mortimer, 1973, Paskoff, 1970; Riquelme et al., 2003, 2007; Sillitoe et al., 1968). Esto indicaría que la Cordillera Principal ya tendría una altura mayor en relación a la Cordillera de la Costa durante este periodo. Esto sugiere que durante este periodo ya se habría producido el inicio del alzamiento. La aridización del clima a partir del Mioceno Inferior restringió la capacidad de incisión y transporte de sedimentos, depositándose así las Gravas de Atacama (Riquelme et al., 2003, 2007; Nalpas et al., 2008).

131 Figura 4.17: Ilustración esquemática que sugiere la evolución geomorfológica del antearco a la latitud del Valle del Huasco. A. Oligoceno – Mioceno Superior: Diferenciación inicial entre Cordillera Principal y Cordillera de la Costa. Incisión de valles en el antearco. B. Mioceno Medio – Superior: Depositación de las Gravas de Atacama que luego de la aridización del clima fueron selladas por el Pediplano de Atacama. Formación de un escarpe y alzamiento de pedimentos resultado del solevantamiento de la Cordillera Principal. Se inicia la erosión regresiva en el escarpe de la Cordillera Principal occidental, mientras en la Cordillera Principal oriental siguen aconteciendo mecanismos de pedimentación. C. Plioceno – Cuaternario: Comienza la erosión glacial producto de la influencia de masas de aire húmedas (weterlies) que llegan a la Cordillera Principal oriental. La erosión regresiva alcanza la Cordillera Principal oriental. La erosión fluvial y glacial generan valles que inciden las superficies de pedimentos alzadas y las dejan colgadas en los interfluvios de la cuenca.

132 • Mioceno Medio – Superior: Durante este periodo habría continuado el alzamiento de la Cordillera Principal, y que finalmente resulto en la formación de un escarpe entre la Cordillera Principal y la Cordillera de la Costa. En efecto, según varios autores pulsos de alzamiento Andino estarían documentados durante este periodo (e.g. Farías et al., 2005, 2008; Hoke et al., 2007; 2004; Isacks, 1988; Lamb y Hoke, 1997; Muñoz y Charrier, 1996; Riquelme et al., 2003, 2007; Schlunegger et al., 2006; Victor et al., 2004). A grandes rasgos los pedimentos alzados de la Cordillera Principal serian equivalentes al Pediplano de Atacama, extendido en la Cordillera de la Costa, y que se habría formado durante la progresiva aridización del clima que provoco el cese de la depositación y la preservación de las Gravas de Atacama (Riquelme et al., 2003, 2007; Nalpas et al., 2008). Mientras no llegaba la erosión regresiva a la Cordillera Principal oriental del Valle del Huasco, las moderadas tasas de erosión (<30 m/Ma) durante este periodo, permitieron la permanencia de un régimen de evolución geomorfológica de pediplanización y la preservación de los pedimentos formados previamente. Además, estas bajas tasas de erosión permitieron la preservación de depósitos minerales de gran importancia en la zona de estudio, pero que no se habrían desarrollado sin la excavación parcial de los pedimentos y la formación de un nuevo escalón de pedimentos. En efecto, el descenso del nivel de aguas freáticas asociado a la erosión de los pedimentos permitió el enriquecimiento supérgeno en estos cuerpos mineralizados (Bissig et al., 2002). • Plioceno – Cuaternario: Durante este periodo el arribo de la erosión regresiva a la Cordillera Principal oriental habría generado la aceleración de la erosión hasta valores >30 m/Ma y la incisión de los valles fluvio- glaciales. En este nuevo contexto geomorfológico, dejaron de formarse pedimentos en la Cordillera Principal y el patrón de evolución geomorfológica cambio desde pediplanización a incisión. Los valores calculados para este periodo con la función black top hat, sugieren que las tasas de erosión habrían sido de entre 45 – 75 m/Ma en la Cordillera

133 Principal oriental. Junto al arribo de la erosión regresiva, el inicio de una eficiente erosión glacial habría también sido un agente importante en la excavación de estos valles. El nuevo patrón geomorfológico de incisión, degradó, y continua degradando, un paisaje transitorio generado en etapas previas de pediplanización y que por otro lado ha configurado el paisaje fuertemente incidido por los valles que se observa en los Andes semiáridos.

134 CAPITULO 5: EVOLUCIÓN GEOMORFOLÓGICA EN LA CUENCA DEL RÍO HUASCO DURANTE EL CUATERNARIO TARDÍO

En el capitulo precedente se calcularon las velocidades de erosión a distintas escalas temporales y en diferentes secciones de la cuenca del Río Huasco. Las tasas de erosión calculadas son el resultado de la articulación de procesos de erosión, transporte y sedimentación, que en conjunto generan un mecanismo complejo de transferencia de materia al interior del sistema fluvial. Un resultado trascendente de las tasas de erosión calculadas, sugiere que los mecanismos de erosión durante las ultimas decenas de miles de años, se produjeron a velocidades comparables con las tasas de erosión calculadas para el excavación de valles durante los últimos millones de años en la Cordillera Principal. Si las tasas de erosión tienen magnitudes similares a escala de millones y decenas de miles de años, la descripción de los depósitos sedimentarios y de las formas de erosión ocurridos durante las ultimas decenas de miles de años, también serian representativas de los mecanismo de erosión que habrían excavado los valles durante los últimos millones de años. Con el objetivo de reconocer los modos y tiempos en que se transfiere la materia al interior de la cuenca del Río Huasco, se analizaron las relaciones morfo-estratigráficas entre las secuencias glaciales, fluviales y aluviales a lo largo de la cuenca del Valle del Transito, uno de los principales tributarios del Río Huasco localizado en la Cordillera Principal (Fig. 5.1). El análisis morfo-estratigráfico incluye el estudio geomorfológico de los depósitos sedimentarios en los segmentos dominados por la agradación y de las formas erosivas del relieve en los que favorecen la erosión. La morfo- estratigrafía se complemento con nuevas edades de 14C AMS y de exposición 10Be, que indican que las geoformas estudiadas se generaron durante los últimos 30 ka (Cuaternario Tardío). En la primera sección de este capitulo se describe la geomorfología de las cuencas glaciales ubicadas en la Cordillera Principal oriental, específicamente en el Valle el Encierro (Fig. 5.1). En la

135 segunda sección del capitulo se describe la evolución geomorfológica en los valles troncales ubicados aguas abajo de los frentes glaciales. Finalmente en la ultima sección se realiza una síntesis de los principales aspectos que aborda este capitulo.

Figura 5.1: Modelo de elevación digital de la cuenca del Río Huasco donde se presenta la segmentación morfoestructural del antearco en estas latitudes. Las líneas negras continuas marcan los límites de las principales cuencas hidrográficas. Las líneas segmentadas gruesas representan la traza de principales fallas (SERNAGEOMIN, 2003): Falla Santa Juana (SJ), Falla Vicuña – San Félix (VSF) y Falla Baños del Toro (BdelT). Las líneas segmentadas finas representan la traza de dos sistemas de fallas locales: Falle Quebrada Pinte (QP) y Falla El Encierro (EE). El cuadrángulo indica la posición del Valle el Encierro y que se amplia en la Figura 5.2. En rojo se señala la posición del frente glacial en el Valle el Encierro.

136 5.1. Geomorfología glacial de la Cordillera Principal oriental en los Andes semiáridos

En esta sección se describe la evolución geomorfológica de las cuencas glaciales durante el Pleistoceno Superior en los Andes semiáridos. Como caso de estudio, se considera la morfoestratigrafía del Valle el Encierro, uno de los valles donde mejor está preservada la geomorfología glacial en la cuenca del Río Huasco. Este valle se localiza en la Cordillera Principal oriental, cerca de la frontera entre Chile y Argentina (Fig. 5.1). El Valle el Encierro se orienta en dirección SSW-NNE, la altura del thalweg varia entre 3.200 y 5.000 m s.n.m., mientras que los interfluvios promedian los 4.500 m s.n.m. La orientación SSW- NNE estaría fuertemente controlada por la presencia del sistema de Falla El Encierro (Fig. 5.1). La hipsometría de la cuenca evidencia el relieve glacial, con curva hipsométrica cóncava hacia arriba y bajo valor de la integral hipsométrica (44%). La morfométria sugiere la impronta glacial del valle, que posee el 72% de su relieve sobre la altura minima de erosión glacial (ver detalles morfométricos de la cuenca en el Apéndice 1). En efecto, el valle tiene una forma de artesa, su cabecera y el de sus tributarios de mayor altura presentan circos, aristas y cumbres piramidales, y el valle principal está cubierto por una capa de sedimentos glacigénicos que forman extensas morrenas que se extienden hasta un punto de cambio de pendiente del thalweg ubicado a los 3.627 m s.n.m., a 23 km aguas abajo del circo glacial de la cabecera del valle (Fig. 5.2). La preservación de depósitos glaciales en el Valle el Encierro ha estimulado la ejecución de varios estudios paleo-climáticos (Veit, 1993, 1996; Jenny y Kammer, 1996, Grosjean et al., 1998; Kull et al., 2002; Zech et al., 2006; Lohse et al., 2010). Estos estudios han indicado al menos cinco avances glaciales entre los 30 y 10 ka AP. El control cronológico en el Valle el Encierro resulta ideal para caracterizar los modos y tiempos en las que se desarrollan los procesos de erosión glacial. Con el objetivo de precisar la historia glacial y erosiva del valle se presenta la descripción morfoestratigráfica y nuevas edades de exposición 10Be aun no publicadas de superficies de morrenas y

137 verrous. Finalmente se realiza una síntesis de la evolución geomorfológica de las cuencas de la Cordillera Principal oriental, considerando además la evolución geomorfológica del segmento superior del Valle del Turbio, principal cuenca tributaria del Río Elqui, y cuyo estudio se incluye en el articulo presentado como Apéndice 2.2 (Riquelme et al., en prensa).

5.1.1. Descripción de las formas glaciales en el Valle el Encierro

La descripción geomorfológica del Valle el Encierro se presenta en el mapa de la Figura 5.2 (ver detalles en la Memoria de Titulo de Geólogo de P. Lohse, 2010). Las principales formas depositacionales son morrenas laterales y terminales que se extienden en el valle principal en forma de lenguas a lo largo de aproximadamente 22 km aguas abajo de la cabecera del valle. En general, producto de la mayor erosión fluvial y aluvial, las morrenas están más degradas en la ladera occidental en comparación con la ladera oriental. Las morrenas están compuestas por tillitas: diamictitas masivas con clastos de tamaño variable entre gravas y bloques, soportados en una matriz de arena media a gruesa. Las morrenas del valle principal se agrupan en cinco vallums morrénicos cuyos tamaños decrecen hacia aguas arriba, y conforman un patrón telescópico a lo largo del valle (Fig. 5.2). Las morrenas se extienden hasta un punto de cambio de pendiente del thalweg (~3.500 m s.n.m.), que marca la posición aguas abajo de los frentes glaciares. El origen de este punto de cambio de pendiente parece tener relación con la preservación aguas arriba del thalweg glacial plano, en relación a un thalweg más escarpado propio de la erosión fluvial aguas abajo. A continuación se describen los vallums que se distribuyen en el Valle el Encierro.

138 Figura 5.2: Topografía y geomorfología del Valle el Encierro. La ubicación del valle en la cuenca del Río Huasco se presenta en la Figura 5.1. Izquierda: Imagen que indica los rangos de altitud de la cuenca del Valle el Encierro. Derecha: Mapa geomorfológico del Valle el Encierro con la ubicación de la red de drenaje (1), de lagunas del tipo tarn y kettle (2), del knick point (3) y de la geomorfología glacial y paraglacial. Geomorfología paraglacial: glaciares de roca (4): glaciar de roca de talud oleado (4-1), glaciar de roca lobulado de circo (4-2), glaciar de roca de forma de lengua (4-3), glaciar de roca de protalud (4-4) y glaciar de roca inactivo (4-5); depósitos de ladera (5), terrazas fluvio-glaciares (6) y outwash (7). Geomorfología glacial: circos (10), arêtes (11), verrou (12) y morrenas (8): en curvas coloreadas se representan las crestas de las morrenas de los vallums morrenicos 5 (8-1) a 1 (8-5) respectivamente. Se indican las edades de exposición 10Be de Zech et al. (2006) (13) y las nuevas edades expuestas en esta tesis (14). Además se presentan depósitos de gravas más antiguas (9).Tomado y modificado de Lohse (2010).

139 • Vallum morrénico 1: Representado por hombreras y morrenas laterales ubicadas en el flanco occidental del valle, este vallum se extiende a lo largo de 10 km, desde aproximadamente los 22 hasta los 12 km de la cabecera del valle. Debido a la escasa preservación de sus formas y la inexistencia de morrenas terminales preservadas, no se pudo determinar con precisión la extensión del vallum. Por otro lado, la escasa preservación de las morrenas impide una adecuada estimación de la edad de exposición 10Be para este vallum, por lo que no se recolectaron muestras en estas morrenas. Sin embargo, su posición geográfica y morfoestratigráfica, junto con la presencia de clastos meteorizados en una matriz arenosa litificada, indica que este vallum es el más antiguo del valle. • Vallum morrénico 2: Representado por la imbricación de tres morrenas terminales dispuestas en patrón telescópico y que a su vez se correlacionan con dos niveles de morrenas laterales (Figura 5.3A), este vallum se extiende a lo largo de 8 km, desde aproximadamente los 20 hasta los 12 km de la cabecera del valle. Su posición geográfica y morfoestratigráfica sugiere que la depositación de estas morrenas resulto de un pulso de avance glacial de gran extensión ocurrido durante al Pleistoceno Superior tardío. Se recolectaron cuatro muestras para conocer la edad de exposición 10Be en este vallum, las que se suman a las siete edades presentadas por Zech et al. (2006). • Vallums morrénico 3 y 4: Expresado por morrenas terminales simples, que aguas arriba se correlacionan con morrenas laterales (Fig. 5.3A), estos dos vallums se extienden a lo largo de 10 y 4 km respectivamente, desde aproximadamente los 15 y 9 km respectivamente hasta 5 km aguas abajo de la cabecera del valle. Las superficies de las morrenas evidencian una fuerte removilzación de los sedimentos glacigénicos, por lo que se descarto la recolección de muestras para estimar la edad de exposición 10Be, ya que las edades podrían indicar la edad de removilización de los bloques de las morrenas, y no así su edad de depositación. Sin embargo Zech et al. (2006) presentan cuatro edades para los bloques ubicados en las superficies de las morrenas del vallum 3.

140 • Vallum morrénico 5: Representado por la imbricación de una serie de morrenas terminales y con un patrón telescópico similar al que presenta el vallum morrenico 2, este valllum se extiende por solo 2 km, entre 8 y 6 km desde la cabecera del valle. Cada serie de morrenas imbricadas, se vincula a un verrou ubicado a menos de 1 km detrás de su correspondiente morrena terminal (Fig. 5.3BC). Zech et al. (2006) no considera este vallum, ya que, según su interpretación geomorfológica, solo representaría un evento menor de avance glacial ocurrido durante el Holoceno. En este trabajo se recolectaron dos muestras de morrenas y una muestra de una superficie estriada de verrou.

El paisaje sugiere que la erosión glacial habría sido un importante agente en la incisión de cárcavas y en la producción de sedimentos glacigénico. Por otro lado, el patrón telescópico de los distintos vallums, sugiere variaciones espaciales y temporales entre los distintos pulsos de avance y retroceso de glaciares. Cada uno de estos pulsos resulto en la erosión, producción de sedimentos y su evacuación hacia aguas abajo, aspecto que es fundamental para conocer los tiempos y modos de erosión en el valle y que pueden ser extrapolados al resto de las cuencas glaciales de la Cordillera Principal oriental de la cuenca del Río Huasco. Para constreñir los tiempos de erosión glacial y removilización de sedimentos glacigénicos, se presentan a continuación las edades de las geoformas glaciales en base a la cuantificación del núclido cosmogénico 10Be en su superficie.

5.1.2. Edades de las formas glaciales en el Valle el Encierro

En esta sección se presentan nuevas edades de exposición 10Be para bloques ubicados en las superficies estables de las morrenas y de superficies de verrou (Fig. 5.2). Estas edades se suman a las ya presentadas por Zech et al. (2006) para el Valle el Encierro. Sin embargo, la gran cantidad de edades presentadas en el trabajo de Zech et al. (2006), carecen de un adecuado control geomorfologico en la recoleccion de las muestras. Contrariamente, son relativamente pocas las edades aportadas en este trabajo, pero, la recoleccion

141 de muestras se efectuó luego de un detallado estudio geomorfologico del valle, que incluye no solo a los procesos glaciales, si no que también los procesos paraglaciales que alteraron las formas glaciales preexistentes. En efecto, los procesos paraglaciales generaron nuevas geoformas en el Valle el Encierro (Fig. 5.2 y Fig. 5.3DEF): depósitos de laderas, outwash y diferentes tipos de glaciares de rocas que son descritos extensamente por Lohse (2010). Esta metodología entrega un alto nivel de confiabilidad geomorfológica de las edades obtenidas en este trabajo. En la Tabla 5.1 se indica la posición geográfica y geomorfológica de las muestras, la concentración de 10Be en ellas, y la edad estimada de las superficies geomorfológicas. El grafico de la Figura 5.4 muestra la distribución de las edades. La edad de la muestra HPL-28 (145 ka) sugiere un fuerte efecto de herencia de 10Be por lo que fue descartada en le siguiente análisis. No se recolectaron muestras en el vallum 1, dada la escasa preservación de las morrenas. Las edades de las morrenas del vallum 2 fluctúan entre 32 y 12 ka AP. Asumiendo que la población de edades de exposición más antiguas pueden ser consideradas como la mejor estimación de la edad de depositación de la morrena (oldest age model; Zech et al., 2006), el rango de edad de entre 32 - 22 ka AP puede ser postulado para el avance glacial que origina este vallum. Las juveniles edades recalculadas de entre 18 y 12 ka sugiere que las muestras de Zech et al. (2006) serian el resultado de la removilización de bloques, asociado a la degradación y asentamiento de las morrenas. En efecto, las edades de Zech et al (2006) son de morrenas del lado occidental del valle donde las morrenas estan afectadas por la actividad fluvioglacial de los valles tributarios. Luego, se puede sugerir un periodo de removilización y acentamiento de las morrenas entre los 18 y 12 ka en el Valle el Encierro.

142 Figura 5.3: Fotografías de geoformas glaciales y paraglaciales del Valle el Encierro. A. En verde y azul se indica la cresta de la morrena lateral del vallum 2 y 3 respectivamente y se muestra la posición relativa de las morrenas de los vallums 4 y 5. También se indica la posición de las muestras recolectadas. B. Verrou y morrenas del vallum 5. C. Acercamiento a la superficie aborregada y estriada del verrou del vallum 5. (D, E y F) Diferentes geoformas paraglaciales presentes en el Valle el Encierro: (D) Escombros de laderas y terrazas paraglaciales; (E) Glaciar de roca de protalud y (F) glaciar de roca en forma de lengua ubicado en el circo de la cabecera del Valle el Encierro.

143 No se recolectaron muestras en los vallums 4 y 3, dada la escasa preservación de las morrenas. Las edades recalculadas de las aportadas por Zech et al. (2006) sugieren que la depositación de las morrenas del vallum 3, habría ocurrido entre 15 y 14 ka AP. Sin embargo Zech et al. (2006) señala que las muestras que presentan mayor edad fueron recolectadas en morrenas rececionales que indicarian los tiempos de desglaciacion. En efecto, una fuerte removilización de los sedimentos glacigénicos en las morrenas sugiere que la edad de los bloques marca el asentamiento y/o degradación de las morrenas, y no así su edad de depositación. Coincidentemente, las edades de exposición están en el rango de las edades más jóvenes (18 - 12 ka) registradas en el vallum morrenico 2 y que serian el resultado de la removilización de bloques y asentamiento definitivo de la morrenas. Las edades de exposición 10Be de la morrena terminal del vallum 5, sugieren que su depositación ocurrió entre los 15 y 14 ka AP, edad que correspondería al último avance glacial de importancia en el valle. El hecho que glaciaciones más jóvenes no se extendieron más allá de esta ultima morrena, se ve reforzado por la edad de ~15 ka de la superficie estriada de un verrou, y que marca el momento en el que el valle quedo descubierto de hielo aguas abajo. Esta confiable edad, sugiere que la edad minima de cobertura glacial para aguas abajo de la posición del verrou es de 15 ka AP, es decir, que a partir de entonces los espesores importantes de hielo se desarrollaron solo aguas arriba del verrou. Sin embargo edades de entre 15 y 14 ka AP han sido documentadas para morrenas localizadas aguas abajo del vallum 5. Nosotros interpretamos que estas edades representran la removilización de los bloques debido al acentamiento de las morrenas ante la perdida del hielo mas que a su depositacion. En este punto, hay que recordar que muchas de las edades 10Be obtenidas por Zech et al. (2006) son de morrenas laterales que se extienden en la ladera occidental, y que estan muy degradadas. Luego es muy probable que su edad marque el acentamiento de las morrenas ante la desglaciación y no asi un avance glacial.

144 Muestras Latitud Longitud Altura Geoforma Factor Concentración 10Be AMS sdev Edad 10Be (Años) (°S) (°W) (msnm) topografico (106*at*g-1) (%)

Vallum de morrenas 2 HPL30 29,071433 69,905130 3699 Morrena terminal 0,981 1,162306 1,4 25592 ± 3060

HPL29 29,067830 69,904071 3670 Morrena terminal 0,981 0,964619 1,4 21974 ± 2624

HPL-28 29,068283 69,903818 3696 Morrena terminal 0,981 7,195527 1,4 144664 ± 17814

EE71 29,065366 69,901482 3678 Morrena terminal 0,988 1,472753 4,1 31686 ± 3987 24100 ± 900* EE63 29,068295 69,902021 3684 Morrena terminal 0,988 0,530162 4,1 12222 ± 1530 9300 ± 400* EE62 29,067848 69,901503 3688 Morrena terminal 0,988 0,755000 5,2 17177 ± 2223 13100 ± 700* EE51 29,091730 69,906592 3900 morrena lateral 0,984 0,897528 4,2 18037 ± 2264 13700 ± 500* EE42 29,102148 69,900774 3955 morrena lateral 0,997 0,838268 4,3 16233 ± 2046 12300 ± 500* EE34 29,110042 69,901357 4029 morrena lateral 0,997 1,004234 4,8 18466 ± 2362 14000 ± 600* EE33 29,109368 69,900837 4055 morrena lateral 0,997 0,791946 5,9 14584 ± 1930

145 10900 ± 700* HPL26 29,116853 69,894993 3910 Morrena lateral 0,978 1,378281 1,8 26740 ± 3211

Vallums de morrenas 3 EE24 29,125363 69,904574 3994 morrena lateral 0,997 0,764244 4,2 14565 ± 1830 10900 ± 500* EE22 29,124915 69,904056 3998 morrena lateral 0,997 0,732037 3,7 13942 ± 1729 10400 ± 400* EE12 29,132624 69,898470 3971 Morena recesion 0,997 0,783229 3,7 15097 ± 1873 11300 ± 400* EE11 29,132624 69,898470 3971 Morena recesion 0,997 0,801054 4,1 15417 ± 1932 11600 ± 500*

Vallum de morrenas 5 HPL31 29,154861 69,913315 4124 verrou 0,967 0,838520 1,5 15252 ± 1820

HPL7 29,161614 69,915688 4153 morrena terminal 0,967 0,826190 1,6 14808 ± 1769

HPL33 29,161614 69,915688 4153 morrena terminal 0,967 0,776155 1,9 13944 ± 1671

146 Tabla 5.1: Datos de muestras recolectadas en el Valle el Encierro. Se muestra la ubicación geografica y morfoestratigráfica de las muestras, el factor de sombra de la topografia circundante, la concentración de 10Be y la desviación estandar de la medición en el espectrometro de masa por aceleración. La edad de expocicion fue calculada según la concentración de 10Be y según una tasa de producción de 4,5 at*g-1*a-1 (Balco et al., 2008; Nishiizumi et al., 2007). La edad incluye la incertidumbre dada por la desviación estandar de la medicion AMS. La tabla combina edades obtenidas en este trabajo (prefijo HPL) con edades recalculadas de Zech et al. (2006) (Prefijo EE). Con asterisco se presentan las edades calculadas previamente por Zech et al. (2006) según una tasa de producción de 5,25 at*g-1*a-1 (Desilets y Zedra, 2003). Las edades se presentan en el orden morfo-estratigrafico prediseñado antes de la obtención de las edades y se agrupan en: vallum 2, vallum 3 y vallum 5.

Figura 5.4: Grafico que muestra la distribución de las edades de expocicion 10Be de bloques de morrenas y superficies de verrou (HPL31) del Valle el Encierro. El grafico combina edades obtenidas en este trabajo (prefijo HPL) con las presentadas por Zech et al., (2006) (Prefijo Ee). Las edades se presentan en el orden morfo-estratigrafico prediseñado antes de la obtención de las edades. Columnas verdes, azules y amarillas indican las edades de las muestras del vallum 2, vallum 3 y vallum 5 respectivamente. En cada una de las columnas se presenta una barra de error que representa la desviación estandart de las mediciones de 10Be en el espectrometro de masa por aceleración.

147 5.1.1.2. Síntesis de la evolución geomorfológica del Valle el Encierro

La geomorfología glacial del Valle el Encierro sugiere la presencia de cinco vallums morrenicos, que fueron el resultado de avances glaciales ocurridos durante el Cuaternario Superior. No se conoce la edad ni la extensión del más antiguo y extenso de estos vallum. Sin embargo se habría desarrollado antes de los 32 ka AP. La Figura 5.5 resume la extencion y edad de los vallums reconocidos en el valle del Encierro. Los cuatro vallums más jóvenes estarían asociados a los avances glaciales ocurridos entre los 32 y 15 ka AP. Un pulso de avance glacial ocurrió entre los 32 y 22 ka, resulto en una extensa área cubierta de hielo, en la erosión de los valles y en la producción de grandes volúmenes de sedimentos glacigénicos. Con posterioridad, se habrían sucedido tres pulsos de avances de menor extensión hasta los 15 ka.

Figura 5.5: Esquema que sintetiza la extencion aguas abajo de la cabecera del valle y la edad de la cobertura de hielo en el Valle del Encierro durante los ultimos 30 mil años. En los picos de máxima extensión de hielo se indica el número de cada vallum de morrenas y la posición del verrou que marca la definitiva desglaciacion del valle aguas abajo. De acuerdo a las observaciones geomorfologicas realizadas, el valle presenta un periodo de depositación, acentamiento y removilizacion de morrenas entre los 30 y 12 ka, asociado a un clima relativamente más humedo en relacion a los ultimos 12 ka, cuando las morrenas se habrian estabilizado geomorfologicamente.

148 Cada uno de los pulsos de avance glacial en el Valle el Encierro, habría sido de menor envergadura en relación al anterior y no habría superado en extensión al precedente, lo que sugiere un contexto general de desglaciación a escala de decenas de miles de años. El contexto de desglaciación sugiere que disminuyo la erosión glacial y que el aporte de sedimentos glacigénicos a la cuenca fue cada vez menor. Sin embargo, debido a la progresiva desglaciación del valle y al acentamiento de las morrenas ante las nuevas condiciones de un paisaje desprovisto de cobertura de hielo, los sedimentos glacigenicos fueron removilizados. Las edades de morrenas rececionales indican que el rango de tiempo de desglaciación es de entre los 18 y 15. En efecto, una confiable edad de verrou indica que el valle quedo desprovisto de una cobertura glacial después de los 15 ka. A partir de los 15 ka, la cobertura glacial se restringió a solo las áreas localizadas aguas arriba de la posición del vallum 5 y la producción de sedimentos glacigénicos habría disminuido considerablemente. Las evidencias de ausencia de avances glaciales mayores después de lo 15 ka en el Valle el Encierro, sugiere que las edades de entre 15 y 12 ka en los bloques de morrenas, son el resultado de la alteración de la superficie de las morrenas y del retrabajo de los sedimentos glacigénicos. La concentración de las edades de exposición 10Be entre los 14 - 13 ka AP, marcaria el periodo de mayor retrabajo y removilización de los sedimentos en la superficie de las morrenas. La ausencia de edades de exposición 10Be más jovenes de 12 ka AP indicaría la estabilización definitiva de las morrenas, que podría marcar el comienzo de un clima más árido para la zona.

5.1.2. Glaciaciones y evolución geomorfológica en los Andes semiáridos

Las edades de exposición 10Be sugiere la presencia de un extenso avance glacial ocurrido entre los 32 y 22 ka en los Andes semiáridos, y que representaria el vallum de morrenas 2 en el valle el Encierro. Este avance glacial es inmediatamente anterior o podria corresponder a las glaciaciones asociadas al Last Glacial Maximum (LGM; 24-18 ka AP; Mix et al., 2001). Aunque tres edades de exposición 10Be de morrenas en el Valle el Encierro

149 estan en el rango del LGM, las observaciones geomorfológicas indican que ellas podrian representar la removilización de los bloques de las morrenas ante su acentamiento como resultado del retroceos glacial después del avance pre- LGM. Varios autores han atribuido la ausencia de avances del LGM en los Andes semiaridos a la escasa humedad durante este periodo (Ammann et al., 2001; Zech et al., 2006, 2007, 2008; Riquelme et al., en prensa). Sin embargo, no podemos descartar que algunos de los avances glaciales en el Valle el Encierro hayan sido contemporaneos al LGM, pero dada la removilización de los bloques en las morrenas no este registrado en las edades de exposición 10Be. Un avance glacial pre-LGM en los Andes semiaridos, tambien es registrado en edades de expocision 10Be (35 - 30 ka), en las morrenas del Cordon Doña Rosa, ubicado más al sur a los 31°S (Ze ch et al., 2007). Zech et al. (2007), especula que este avance glacial se debe a intervalos de baja insolacion durante el verano austral que resulta en la expansión de los casquetes de hielo en la Antartida, en la migración hacia el norte de los westerlies y en el aumento de las precipitaciones y disminución de las temperaturas en los Andes semiáridos. Más al sur, en los Andes Extratropicales del centro y sur de Chile, está bien documentado un gran avance glacial entre los 24 y los 18 ka A.P., asociado al Last Glacial Maximum (LGM), que genero un basto casco glacial sobre la Cordillera de los Andes (Glaciación Llanquihue, Lowell et al., 1995; Denton et al., 1999). Este avance sería en respuesta al fortalecimiento del sistema de circulación polar y de los westerlies en el Pacifico Sur-oriental. La gran cantidad de edades de exposición 10Be entre los 18 - 14 ka, y específicamente a torno a los ~15 ka, sugiere un avance glacial durante este periodo. Estas edades se correlacionan temporalmente con la Fase Tauca, ocurrida entre 18 - 14 ka AP en los Andes Tropicales. La fase humeda Tauca es el resultado de la intensificación de los easterlies que genero transgresiones lacustres y avances glaciales en los Andes Tropicales (Clapperton et al., 1997; Clayton y Clapperton, 1997; Blard et al., 2009). Varios autores han sugerido la presencia de un avance glacial a los ~15 ka en los Andes semiáridos, como resultado de la influencia hacia el sur de las fases húmedas registradas en los Andes Tropicales (Zech et al., 2006, 2007, 2008; Lohse et al., 2010; Riquelme

150 et al., en prensa). Nuestros resultados sugieren que de haber existido este avance en el Valle el Encierro, este se habria extendido solo 8 km aguas abajo de la cabecera del valle, y que representaria el vallum de morrenas 5, o que que el glaciar retrocedio rapidamente hasta la pocison del verrou del vallum morrenico 5. En cualquier caso entre los 18 y 14 ka el valle se encontraba en un contexto general de desglaciación. En efecto, similar a lo observado en el Valle el Encierro, los glaciares en el Valle del Turbio, localizado en la cuenca del Río Elqui (30°S), se encontraban en una fase av anzada de desglaciación durante este periodo (Riquelme et al., en prensa). Ante las evidencias geomorfologicas, sugerimos que las edades de exposicion 10Be de entre 18 y 14 ka, ampliamente distribuidas en el Valle el Encierro, representan mayoritariamente la removilización de los sedimentos glacigenicos en las superficies de las morrenas. Estas modificaciones de las superficies de las morrenas pueden haber sido el resultado de la influencia de dos factores: 1. Al acentamiento de las morrenas ante la progresiva desglaciación del valle ocurrida entre los 22 y 15 ka. 2. A la ocurrencia de fases humedas durante este periodo, probablemente la influencia hacia el sur de la fase humeda Tauca, pero que no habría resultado en avances glaciales mayores. Las edades de exposición de entre 14 y 12 ka sugieren que el retrabajo de los sedimentos glacigénicos y la alteración de las superficies de las morrenas continuaron después de los 14 ka, lo que sugiere la continuidad en los procesos de ecentamiento de morrenas o la influencia de una nueva fase pluvial. Esta fase pluvial puede correlacionarse temporalmente con la Fase Coipasa ocurrida entre 13 - 11 ka AP resultado de la intensificación de los easterlies Tropicales (Clapperton et al., 1997; Clayton y Clapperton, 1997; Blard et al., 2009). La inexistencia de edades de exposición de 10Be después de los 12 ka sugiere que el paisaje habría alcanzado una condición de equilibrio geomorfológico en relación al periodo precedente. Esto puede ser atribuido a la desglaciación y a la inexistencia de fases pluviales importantes después de los 12 ka. Varios autores han atribuido la progresiva desglaciación y la ausencia de avances glaciales importantes durante el Holoceno en los Andes semiáridos a la escasa humedad debido a la aridización del clima (Zech et al., 2006, 2007, 2008; Riquelme et al., en prensa). Así, la capacidad de exportación de

151 sedimentos glacigénicos aguas abajo de los frentes glaciales podría haber disminuido considerablemente a partir de los 12 ka. Es interesante la consistencia entre el periodo de tiempo de desglaciación (22 – 12 ka), con el periodo de tiempo en que son validas las tasas de erosión calculadas por la concentración de 10Be en los sedimentos fluviales (21 - 14 ka, ver Capitulo 4). Luego, las tasas de erosión calculadas pueden representar la erosión asociada a la respuesta geomorfologia del paisaje ante condiciones de ausencia de cobertura glacial, y específicamente, si consideramos depresiable el tiempo de transporte de sedimentos aguas abajo de los frentes glaciales, a la desglaciación ocurrida a partir de los 22 ka. Esto sugiere que la respuesta geomorfológica del paisaje ante la desglaciación, por un lado resulta en la erosión a tasas promedios de entre 29 y 36 mm/ka, y por otro lado en la evacuacion y transferencia de sedimentos aguas abajo. Asi, la removilización de sedimentos entre los 18 y 12 ka que se regista en las edades de exposición 10Be, puede marcar un periodo de evacuacion de grandes volúmenes de sedimentos aguas abajo de los frentes glaciales. Este aspecto es tratado en la siguiente sección al analizar los depósitos fluviales aguas abajo de los frentes glaciales en la cuenca del Río Huasco y Elqui.

5.2. Geomorfología fluvial de la Cordillera Principal en los Andes semiáridos

En esta sección se describe la evolución geomorfologíca fluvial desde los frentes glaciales hasta el límite de la Cordillera Principal en la cuenca del Rio Huasco. Se considera la descripción morfo-estratigráfica del Valle del Transito (Fig. 5.1), principal cuenca tributaria del Río Huasco. La descripción incluye edades 14C no publicadas de materia orgánica intercalada en las capas sedimentarias. Finalmente se realiza un síntesis de la evolución geomorfológica aguas abajo de los frentes glaciales, considerando los resultados del Valle del Transito y los del Valle del Turbio, principal tributario del la cuenca del Río Elqui (30°S), y cuyo análisis se presenta en extenso en e l articulo incluido en el Apéndice 2.2 (Riquelme et al., en prensa).

152 5.2.1. Descripción de las formas fluviales en el Valle del Transito

Aguas abajo de los frentes glaciales, la geomorfología de los valles de la cuenca del Río Huasco cambia desde valles glaciales, con su característica forma en artesa, a un valle fluvial en forma de V. Esta transición está marcada por un cambio de pendiente en el thalweg que seria el resultado del cambio de erosión glacial a fluvial (Kp4 en Fig. 5.6). Aguas abajo se identificaron tres cambios de pendiente en el thalweg, donde las paredes escarpadas suelen colapsar, generando derrumbes que tienden a estabilizar el joven relieve. Por el contrario, en las zonas donde el thalweg tiene baja pendiente el valle se amplía generando cubetas, donde las condiciones son más proclives a la depositación de sedimentos. Son en estas cubetas, donde los mecanismos de transferencia de materia pierden intensidad y se acumulan los depósitos sedimentarios. El cambio de pendiente ubicado más aguas abajo marca el inicio del escarpe y la segmentación entre la Cordillera de la Costa y la Cordillera Principal (Kp1 en Fig. 5.6). Son varias las hipótesis no excluyentes para explicar la presencia de esta disrupcion: 1. La mayor capacidad erosiva del caudal, luego de la confluencia entre el Valle del Transito y el Valle del Carmen. 2. Un cambio litológico entre las secuencias volcano-sedimentarias del mesozoico y unidades intrusivas paleozoicas, las ultimas con mayor resistencia a la meteorización. 3. La relativamente reciente actividad del sistema de fallas San Félix. 4. El retroceso de un knick point generado aproximadamente 10 km aguas abajo, por la actividad de la Falla Santa Juana. No se observan evidencias de actividad reciente de las fallas Vicuña - San Félix o Santa Juana, por lo que es probable que el origen de este cambio de pendiente del thalweg sea producto de variaciones en las tasas de erosión, en respuesta a un cambio litológico regional en esta zona y/o al mayor caudal resultado de la confluencia de los dos principales tributarios de la cuenca del Río Huasco. Los dos restantes cambios de pendiente del thalweg que se localizan aguas arriba, probablemente evidencian la actividad de fallas menores. El primero (~1.500 m s.n.m.; Kp2 en Fig. 5.6) podria ser controlado por la activiadad del sistema de fallas Chollay, que habría generado una perturbación

153 en el thalweg, que ha retrocedido aproximadamente 10 km hasta su posición actual. El segundo (~2.500 m s.n.m.; Kp3 en Fig. 5.6) coincide con la pocicion de la traza del sistema de fallas el Encierro, lo que probablemente liga su genesis a un factor tectonico. Independiente de la génesis del cambios de pendiente del thalweg, en torno a ellos se localizan depósitos coluviales y de derrumbes. La descripción geomorfológica de los depósitos sedimentarios del Valle del Transito se presenta en el mapa de la Figura 5.6. Aguas abajo de los frentes glaciales, son cuatro los tipos de depósitos de más amplia distribución en el Valle del Transito: 1. Depósitos aterrazados fluviales, 2. Depósitos de conos de flujos de detritos, 3. Depósitos de derrumbes 4. Depósitos paraglaciales. Localmente se observan depósitos coluviales, secuencias lacustres y abanicos aluviales. A continuación se presenta una síntesis de la descripción morfo-estratigráfica de los depósitos de amplia distribución del Valle del Transito, con el objetivo de precisar y caracterizar los mecanismos involucrados en la erosión, transporte y depositación en esta cuenca.

5.2.1.1. Depósitos aterrazados fluviales

Los depósitos aterrazados representan facies fluviales que se extienden en forma relativamente continua rellenando el fondo del valle. Estos depósitos pierden su continuidad en las zonas done el valle se estrecha por la presencia de un cambios de pendiente del thalweg. La altura de la terraza en relación al actual cauce del río varía de entre 5 a 20 m. Sin embargo, debido a la escasa incision de las terrazas, no se conoce el espesor de estos depósitos ya que el lecho del río está labrado en los depósitos y no se observa el sustrato basal. Son dos las subfacies que se pueden distinguir en las terrazas: gravas y de sedimentos finos.

154 Figura 5.6: Mapa geomorfologico de los depósitos sedimentarios del Valle del Transito.

155 Las facies de gravas forman terrazas que se encajan directamente en las rocas del sustrato y engranan con las facies de sedimentos finos hacia aguas abajo. De acuerdo a su posición estratigráfica respecto a los sedimentos finos, se definieron dos unidades (Figura 5.7A): gravas fluviales basales y gravas fluviales superiores. Sin embargo ambas unidades presentan características sedimentológicas similares y solo varían en su posición estratigráfica. Usualmente los depósitos de gravas tambien engranan lateralmente con abanicos aluviales provenientes de las cuencas tributarias de orden Strahler 3 (Figura 5.7B). Estos depósitos, son en general de estratificación masiva y de tonos grises, compuestos por gravas fluviales con clastos bien redondeados de entre 20 y 100 cm de diámetro. Por lo general presentan matriz arenosa, salvo en las zonas próximas a los cambios de pendiente del thalweg, donde es escasa la matriz y los clastos tienden a soportarse unos a otros. Se recolectaron cuatro muestras de resto de materia orgánica para datación 14C.

Figura 5.7: Fotografías de terrazas fluviales en la Cordillera Principal occidental.

Los sedimentos finos compuestos por limos y arenas, intercalados con niveles de conglomerados finos (Figura 5.7A). Representan facies fluviales dístales que se extienden en la parte baja de la cuenca. En algunos afloramientos se distinguieron gravas fluviales basales, con clastos que llegan a 1,5 m aproximadamente. Hacia el techo, los depósitos revelan dos superficies degradacionales, una encajada en la otra por pocos metros de diferencia, sugiriendo encajamientos del cauce durante su depositación. Otras veces se observan depósitos de gravas encajados en los depósitos de sedimentos finos,

156 indicando un cambio en el régimen de transporte fluvial o el aporte de gravas desde alguna cuenca tributaria. En efecto, se pueden presentar intercalaciones capas de facies dístales de flujos de detritos, que evidencian el engrane entre los depósitos aterrazados con conos de detritos de cuencas tributarias. Se recolectaron tres muestras de resto de materia orgánica para datación 14C.

5.2.1.2. Depósitos de conos de flujos de detritos

Los conos de detritos nacen desde tributarios de jerarquía Strahler 2 o 1, por lo que se distribuyen irregular y esporádicamente dependiendo de la actividad aluvial de las cuencas tributarias. Este tipo de depósitos es más abundante en la ladera Norte del Valle del Transito, revelando una mayor actividad aluvial o la preservación de los depósitos en esa ladera. Se pueden distinguir hasta tres generaciones de conos en un mismo exutorio (Figura 5.8). Las distintas generaciones de conos se encajan unas con respecto a las otras, generando una estructura telescópica. Generalmente, los conos están incisionados ya sea por la erosión del río principal o de la más reciente generación de conos de detritos desde los tributarios. La altura de su superficie con respecto al lecho actual del río puede llagar hasta los 70 m en los conos más antiguos. Su relaciones de contacto son variadas, pudiéndose encontrase sobreyacientes o subyacentes a los depósitos fluviales, o también evidenciar cambios laterales que engranan con los depósitos aterrazados. Aguas arriba de algunos de los conos se presentan depósitos fluviales aterrazados de sedimentos finos que engranan con los conos de detritos. La presencia local de estos depósitos indica que los conos obstaculizaron esporádicamente el flujo, generando ambientes propicios para la depositación del sedimento fino. Los conos están compuestos por flujos de detritos (debris flow), con capas métricas a centimétricas, cuyas bases generalmente evidencian erosión (Figura 5.8). La escasa estratificación, muestra capas ordenadas caóticamente y en menor medida gradacionalmente, mostrando generalmente una gradación inversa. La gradación caótica o inversa, junto con el alto valor de la pendiente de la superficie del cono, indica la participación de flujos viscosos, movidos por un fuerte componente gravitacional. La mayor definición de las capas, menor

157 pendiente de su superficie y la presencia de paleo-canales de drenaje, evidencian mayor fluidez en los flujos de detritos más recientes en comparación con los más antiguos. Los clastos varían entre 2 y 50 cm, aunque no es difícil encontrar bloques de más de un metro de diámetro. Los clastos son angulosos a subredondeados y de mala selección, soportados en una matriz arenosa o de gravas finas, la cual puede contener un cemento de materia orgánica. Se recolectaron seis muestras de resto de materia orgánica para datación 14C.

Figura 5.8: Fotografías de conos aluviales en la Cordillera Principal occidental. Se observa un patrón telescópico compuesto por tres generaciones de flujos de detritos.

5.2.1.3. Depósitos de derrumbes

Aunque no son geoformas resultado de procesos fluviales, los derrumbes ampliamente extendidos a lo largo de la cuenca, pueden haber determinado los procesos de transporte y depositación de los sedimentos fluviales. Se individualizaron seis derrumbes de gran extensión (6 - 1 km2) y que afectaron la dinámica hídrica de la cuenca. En efecto, la fotografía de la Figura 5.9A muestra evidencias de como el río al ser bloqueado por uno de los depósitos de derrumbe se curva e incide el sustrato contiguo. Aguas arriba del deposito de derrumbe se reconoció un depósito lacustre generado por el bloqueo del valle como resultado del derrumbe (Figura 5.9B). En la base del depósito lacustre se recolecto restos de materia orgánica para datación 14C. El

158 derrumbe coincide con la posición de la traza del Sistema de Fallas Quebada Pinte, lo que sugiere un posible control estructural en el origen del colapso de las laderas.

Figura 5.9: Fotografías de un deposito de derrumbe (A) y un depósito lacustre asociado a la obstrucción del sistema fluvial (B).

Cabe señalar, que la influencia de la traza del Sistema de Fallas Quebada Pinte en la dinámica fluvial no solo se limita a la formacion de este deposito de derrumbe y el resultante represamiento del río, si no que además la traza N-S de las fallas sugiere un fuerte control estructural en la orientación N-S de este segmento del Valle del Transito, así como de los tributarios que limitan este segmento (Figura 5.6): Quebrada Pinte y Quebrada Tororal. Este control estructural estaría determinando una cubeta tectónica relativamente plana y ancha donde se han acumulado una potente columna de sedimentos fluviales. El valle en este segmento está flanqueado por un extenso depósito de derrumbe (6 km2) en la ladera occidental. La ineficiente incisión y la gran acumulación de sedimentos en este segmento, impide la incisión del thalweg hasta el sustrato, limitando la observación en terreno de las secuencias sedimentarias más antiguas. Las otras cuatro zonas de derrumbes se encuentran localizados en la cercania de la Quebrada la Plata, en La Cordillera Principal occidental, y aguas arriba en la pocision de dos cambios de pendiente del thalweg ubicados en los Rios Conay y Valeriano, en la Cordillera Principal oriental, y donde las paredes escarpadas suelen colapsar para estabilizar el joven relieve. El derrumbe localizado en el Rio Valeriano (~2.500 m s.n.m.) coincide con la traza de

159 sistema de Falla el Transito, sistema de fallas que tambien ejerce un control estructural importante en la orientacion de los valles del Encierro y del Arroyo Valeraino. Luego, podemos imaginar un control estructural en el derrumbe.

5.2.1.4. Depósitos Paraglaciales

Los depósitos paraglaciales forman terrazas relativamente continuas a lo largo de la Cordillera Principal oriental. Este tipo de depositos son el resultado de procesos fluviales que estan determinadas por la actividad glacial previa, ya sea por la respuesta geomorfologica a las nuevas condisciones desprovistas de cobertura glacial o por que los sediementos son de origen glacial. El origen de los depósitos paraglaciales estaría ligado a procesos fluviales o aluviales que exportaron sedimentos glacigénicos desde los frentes glaciales. Estos depósitos se interrumpen en zonas donde la pendiente del thalweg aumenta y el valle se estrecha. Los depósitos se extienden 45 km aguas abajo de los frentes glaciales y terminan en el Sistema de Fallas Quebada Pinte. No se descarta, que la ausencia de estos depósitos aguas abajo, se deba a que se encuentran cubiertos por sedimentos más recientes asociados a terrazas fluviales y conos de detritos. En las zonas estrechas del valle se observa que los depósitos aterrazados sobreyacen a las rocas del sustrato, mientras que en las zonas más anchas de los valles donde la incisión es menor, el lecho del río está labrado en los depósitos paraglaciales. Las terrazas pueden llegar a poseer una altura de más de 50 m con respecto al lecho actual, la que disminuye pregresivamente hacia aguas abajo. A rasgos generales, la integración y correlación del mapeo geomorfológico y las columnas desarrolladas en terreno, evidencian la depositación de una potente columna de capas que alternan arenas, limos y arcillas, con intercalaciones de capas de gravas fluviales hacia la base. Son habituales los flujos de detritos intercalados en la secuencia y que indican una fuente cercana de aluvios desde algún tributario. Se recolectaron once muestras de resto de materia orgánica para datación 14C.

160 La columna de la Figura 5.10 representa la estratigrafía representativa de este tipo de depósito. Esta columna fue confeccionada en base a las observaciones de terreno en un afloramiento ubicado en el punto CE de la Fig. 5.6B. El afloramiento es coronado por una terraza, que se eleva 17 m sobre el lecho actual del río. Las capas son de espesores centimetricos (3 - 70 cm), con limos de color pardo amarillento, arcillas verduscas, arenas de tonos amarrillo y violeta, que evidencian una alternancia de arenas, limos y arcillas, con intercalaciones de gravas fluviales clastos soportado y de flujos de detritos. Las capas presentan contactos irregulares, con pliegues y ondulaciones, habito lenticular (10 centímetros de ancho), estratificación paralela a base y techo, aunque en ciertas ocasiones se revela estratificación cruzada. Se pueden presentar niveles milimétricos a centimetritos de materia orgánica y de limonitas intercalados en las capas. Tres de las once muestras recolectadas para datación 14C de este tipo de depósito provienen de este afloramiento. A grandes rasgos los depósitos de gravas, arenas, limos y arcillas, representan la alternancia en el tiempo de facies fluviales de alta y baja energía. Sin embargo el engrane lateral entre facies fluviales de gravas y arena, y estas ultimas con limos y arcillas, sugiere que probablemente la alternancia se deba al movimiento y la bifurcación del cauce del río en una planicie de inundación. La alternancia de facies sugiere que la depositación de estos sedimentos se habría generado en un ambiente donde canales se trasladaban a lo ancho de una planicie de inundación sin llegar a incidir el lecho. En la planicie de inundación contigua a los canales se desarrollaban playas y humedales donde se depositaron limos y arcillas con restos de materia orgánica. Este ambiente sugiere una escasa capacidad de transporte de los sedimentos glacigenicos provenientes de los tributarios glaciales. Toda esta secuencia se deposita sobre gravas fluviales basales cuyo espesor no se conoce, pero que indicaría relativamente alta energía del sistema fluvial.

5.2.2. Edad de las formas fluviales en el Valle del Transito

En esta sección se presentan 26 edades AMS 14C de la materia orgánica intercalada en los depósitos sedimentarios localizados a lo largo del Valle del

161 Transito (Tabla 5.2). Las edades 14C se basan en la concentración de este núclido cosmogénico en la materia orgánica y que disminuye con el tiempo debido a su decaimiento radiactivo. Las edades presentadas consideran que la vida media del 14C es de 5568 años (Libby half-life; Libby, 1949) y están corregidas según curvas de calibración que dependen de la producción de este núclido en la atmosfera durante las últimas decenas de miles de años (ver detalles en la Sección 1.4.4.1). El 14C es incorporado en los tejidos orgánicos durante el metabolismo de CO2 de vegetales y animales. Luego, la concentración de 14C señala la fecha de muerte del tejido orgánico, y es una aproximación a la edad de incorporación de la materia orgánica en los depósitos sedimentarios. Fueron calculadas edades 14C en los depósitos aterrazados fluviales (gravas y sedimentos finos), en los conos de flujos de detritos, en los depósitos paraglaciales y en gravas basales de un depósito lacustre (Fig. 5.11). En los depósitos aterrazados fluviales de sedimentos finos y en los depósitos paraglaciales la materia orgánica es relativamente abundante, encontrándose en capas y laminas de carbón de espesores variables de entre centímetros a decenas de centímetros. Sin embrago en las gravas y flujos de detritos la materia orgánica es relativamente escasa, distribuyéndose como el cemento carbonoso que aglutina los clastos. De allí la diferencia en el número de muestras de cada tipo de depósito, el que no depende de una mayor extensión o relevancia geomorfología de uno u otro deposito, si no que de la disponibilidad de materia orgánica en ellos. A pesar del minucioso control geomorfológico que se efectuó en la recolección de muestras, cuatro muestras indican edades recientes (<1000 años). Debido a la probable contaminación con tejidos orgánicos recientes estas muestras no son consideradas en el siguiente análisis.

162 Figura 5.10: Columna estratigráfica y fotografías de terrazas paraglaciales: 1. arcillas verduscas. 2 limos blanquecinos. 3. arenas violetas. 4 arenas amarillentas. 5. conglomerados. 6 flujos de detritos. 7. bioturvaciones. 8. estratificación cruzada. 9. ondulaciones y pliegues. 10 capas de limonitas. 11. capas de carbón.

163 Las edades 14C sugieren que los depósitos fluviales y aluviales del Valle el Transito tienen edades de entre 14,7 y 2,3 ka (Figura 5.11). La edad más anciana fue obtenida en una capa de gravas con cemento carbonoso que subyace a un depósito lacustre. Esta asociación sugiere la rápida transición desde un ambiente fluvial a uno lacustre como resultado del represamiento de las aguas luego de un derrumbe que se extiende inmediatamente aguas abajo (Figura 5.9). Luego, el rango de edad 14C de entre 14,7 y 14,1 ka representa la edad de colapso e inicio de la depositación de los sedimentos lacustres. El depósito de derrumbe se puede correlacionar con otro extenso depósito de derrumbe localizado aguas abajo. El colapso y la depositación de ambos derrumbes coinciden con la traza del sistema de Falla Quebrada Pinte, por lo que se se puede imaginar un control estructural en el colapso. Cabe recordar que los derrumbes pueden causar variaciones en la dinámica fluvial, pero no son el producto de variaciones en la dinámica fluvial y probablemente estan ligados a factores sismotectonicos que hacen colapsar las laderas inestables. Las edades 14C de materia orgánica intercalada en los depósitos paraglaciales de la Cordillera Principal oriental, sugieren una depositación de entre 11,2 y 4,4 ka. Tres edades 14C, de entre 10,3 y 4,4 ka, fueron obtenidas en capas de materia orgánica que se disponen en el afloramiento ubicado en el punto CE del mapa geomorfologico (Figura 5.6). La posición estratigráfica de las edades 14C en la columna estratigráfica (Figura 5.10) sugiere que este depósito involucra a gran parte del periodo de depositación de los sedimentos paraglaciales. En el punto anterior se describió a grandes rasgos la estratigrafía de este depósito, que combina la alternancia de limos y arcillas, con capas de arenas, conglomerados y flujos de detritos. Cabe señalar, que se está analizando detalladamente la estratigrafía, sedimentológia y la susceptibilidad magnética de esta columna, para conocer las variaciones climáticas e hídricas durante este periodo en la Cordillera Principal oriental (Memoria de Titulo de Geólogo en preparación de M. Arrieta, Universidad Católica del Norte, Chile).

164 Muestras Latitud Longitud Altura Geoforma Edad 14C Razon Edad 14C Interseccion Rango edad medida 13C/12C convecional curva calibracion calibrada (± 2 (°S) (°W) (msnm) (años) (-‰) (años) sigma) HPN- Cono de 021107-1 28,758970 70,480372 883 detritos 5490 ± 40 24 5510 ± 40 6300 6400 6280

HPN- Cono de 021107-2 28,777403 70,438165 883 detritos 950 ± 70 23,9 6970 ± 70 7800 7950 7670

HPN- Cono de 031107-7 28,794893 70,397682 900 detritos 4270 ± 40 22,7 4310 ± 40 4860 4960 4830

HPN- Cono de 130108-4 28,935355 70,275338 1228 detritos 7020 ± 50 22,7 7060 ± 50 7905 7970 7790

HPN- Cono de 180108-6 28,864199 69,967866 2140 detritos 9530 ± 50 23,8 9550 ± 50 10915 11120 10700

HPN- Cono de 071107-11 28,983585 70,197535 1350 detritos 680 ± 40 23,2 710 ± 40 670 700 570

HPN- Terraza 071107-14 28,948635 70,097750 1600 gravas NA NA 4620 ± 50 5320 5470 5140 fluviales HPN- Terraza 091107-22 28,943926 70,093083 1600 gravas 4570 ± 50 21,7 4620 ± 50 5320 5470 5140 fluviales HPN- Terraza 041107-8L 28,819636 70,371502 950 sedimentos 3860 ± 40 24,2 3870 ± 40 4290 4420 4150 finos HPN- Terraza 280707-1b 28,756658 70,489587 783 sedimentos 5290 ± 50 24,2 5300 ± 50 6090 6260 5930 finos HPN- Terraza 101107-23 28,739212 70,502753 800 sedimentos 120 ± 40 23,1 150 ± 40 135 290 0

165 finos HPN- Terraza 071107-12 28,977402 70,169917 1400 Paraglacial 7490 ± 50 21,5 7550 ± 50 8380 8420 8310

HPN- Terraza 120108-2 28,938721 70,084985 1700 Paraglacial 9290 ± 60 20,7 9360 ± 60 10580 10720 10420

HPN- Terraza 120108-2-AS 28,938721 70,084985 1700 Paraglacial 9650 ± 50 22,7 9690 ± 50 11170 11220 10870

HPN- Terraza 081107-16a 28,869556 70,005523 2000 Paraglacial 9500 ± 50 23,3 9530 ± 50 10760 11090 10680

HPN- Terraza 081107-16a- 28,869556 70,005523 2000 Paraglacial 9170 ± 50 24,9 9170 ± 50 10270 10490 10230 AS HPN- Terraza 081107-16b 28,869556 70,005523 2000 Paraglacial 5900 ± 40 25,6 5890 ± 40 6720 6790 6640

HPN- Terraza 081107-17 28,871127 70,016202 1969 Paraglacial NA NA 7740 ± 50 8540 8600 8420

HPN- Terraza 091107-20 28,888548 70,046520 1850 gravas 2430 ± 40 22,2 2480 ± 40 2595 2730 2360 fluviales HPN- Terraza 180108-3 28,875761 69,931911 2333 gravas 2390 ± 40 23,7 2410 ± 40 2360 2700 2340 fluviales HPN- Terraza 170108-1- 28,982130 69,843379 3067 Paraglacial 115 ± 1 23,7 114,6 ± 0,6 25 OS Terraza MA131109-1 28,869556 70,005523 2000 Paraglacial 3960 ± 40 23,7 3980 ± 40 4430 4530 4400

Terraza

166 MA141109-1 28,869556 70,005523 2000 Paraglacial 5950 ± 40 25,7 5940 ± 40 6750 6880 6670

Terraza MA141109-2 28,869556 70,005523 2000 Paraglacial 9030 ± 60 25,8 9020 ± 60 10210 10250 9960

HPN- 170108-1- 28,943926 70,093083 1700 Derrumbe 138 ± 1 25,4 138 ± 1 25 PLANT

GA140109-1 28,935355 70,275338 1228 Lacustre 12350 ± 24,3 12360 ± 80 14210 14720 14050 80

Tabla 5.2: Datos de las muestras de restos de materia orgánica recolectadas en los depósitos sedimentarios del Valle el Transito. Se indica la ubicación geográfica y geomorfológica de la muestra. La edad medida es calculada considerando la concentración de 14C en las muestras y una vida media del 14C de 5568 años (Libby half-life; Libby, 1949). La edad incluye la incertidumbre dada por la desviación estándar de la medición AMS. La edad convencional 14C es el resultado de la corrección de la edad medida por la razón 13C/12C (-‰). En base a curvas de calibración construidas con la variación de la producción de 14C en la atmosfera se obtiene la edad calibrada. Se indica la edad calibrada central que considera la intersección de la edad convencional con la curva de calibración y el rango de edad calibrada que representa la intersección de la edad convencional ± 2 sigmas. El rango de edad calibrada ± 2 sigmas tiene una probabilidad del 98% de certeza y es la mejor estimación de la edad de la materia orgánica contenida en los depósitos sedimentarios.

167 Figura 5.11: Grafico que muestra la distribución del rango de las edades calibradas 14C (± 2 sigmas) de restos de materia orgánica recolectadas en los depósitos sedimentarios del Valle el Transito. Las muestras son separadas en recuadros que indican si fueron recolectadas en depósitos sedimentarios de la Cordillera Principal occidental y oriental. En el extremo derecho de cada recuadro se muestra una síntesis del rango de edades calibradas para cada segmento de la Cordillera Principal. El recuadro segmentado en la Cordillera Principal oriental agrupa las edades calibradas obtenidas en capas de materia orgánica que se disponen en un mismo afloramiento de terrazas paraglaciales, y cuyas fotografías y columna estratigráfica se indica en las Figura 5.10.

168 Las edades 14C de la materia orgánica intercalada en los conos formados por flujos de detritos, sugiere una actividad aluvial de entre 11,1 y 4,8 ka en los tributarios de orden strahler 1 y 2. Sin embargo, en la Cordillera Principal occidental, donde los conos de detritos están ampliamente distribuidos (Figura 5.6), el rango de edad es de entre 8 y 4,8 ka. Luego es posible sugerir una intensa actividad de conos aluviales en los tributarios de la Cordillera Principal occidental entre los 8 y 5 ka aproximadamente. La edad más anciana de conos de detritos (11,1 – 10,7 ka) fue registrada aguas arriba en la Cordillera Principal oriental, lo que sugiere que se relaciona a los procesos paraglaciales activados a partir de los 11 ka. Las edades 14C de materia orgánica intercalado en los depósitos aterrazado fluviales (incluyendo gravas y sedimentos finos) varían entre 6,3 y 2,3 ka. Estos depósitos fluviales evidencian encajamiento del cauce durante su depositación lo que sugiere una fuerte incisión del cauce entre los 6,2 y 2,3 ka. Las dos edades más jóvenes fueron recolectadas aguas arriba (2,7 – 2,3 ka), en la Cordillera Principal oriental, mientras que aguas abajo en la Cordillera Principal occidental el rango de edad es relativamente más anciano (6,3 – 4,2 ka). Esto podría deberse a que la erosión arribo más tarde a la Cordillera Principal oriental dado el retroceso de la erosión regresiva. La incicion durante este periodo tambien se evidencia en la incision de los conos aluviales, en los que se encajan flujos de detritos más recientes y que evidencian flujos menos densos.

5.2.3. Respuesta de los sistemas fluviales ante la desglacion del Pleistoceno Tardío – Holoceno

Las edades 14C en los depósitos fluviales y aluviales localizados aguas abajo de los frentes glaciales, son posteriores a las edades de exposición 10Be de las formas glaciales y de las edades que marcan la desglaciación. La ausencia de depósitos fluviales y aluviales durante los avances glaciales (32 – 22 ka) y durante la desglaciación de finales del Pleistoceno (22 – 15 ka) puede ser interpretado de dos formas: 1. El sistema fluvial no poseía la escorrentía suficiente para evacuar los sedimentos glacigenicos generados por la

169 glaciación, mientras que las partes más bajas eran muy áridas para generar escorrentía desde los tributarios no glaciales. 2. El sistema fluvial poseía una escorrentía suficiente para evacuar aguas abajo de la Cordillera Principal, y eventualmente hasta el Océano Pacifico, los sedimentos glacigenicos y los sedimentos aportados desde tributarios no glaciales. Es aceptado que dada la altitud (>6.000 m s.n.m.) y condición climática fría de los Andes Centrales, la presencia de la dinámica glacial está condicionada a la disponibilidad de humedad y precipitaciones (e.g. Zech et al., 2008). Esto sugiere que durante las glaciaciones de los Andes semiáridos la tasa de precipitación y la escorrentía habría sido significativamente mayor a la actual. Por otro lado, Lamy et al. (2000) sugieren periodos de fuerte exportación de sedimentos desde la alta cordillera hacia el Océano Pacifico en los Andes semiáridos, los que coinciden con los periodos glaciales y con el aumento de las precipitaciones debido a la expansión de los westerlies hacia el norte. Ante estas evidencias, se puede interpretar que la ausencia de depósitos fluviales en la Cordillera Principal entre los 32 y 15 ka, se debe a la intensa escorrentía que evacuo los sedimentos más allá de la Cordillera principal. Esto sugiere que los procesos paraglaciales serian un efectivo y rápido mecanismo de exportación de detritos de origen glacial, fuera de los márgenes de actividad glacial. El comienzo de la depositación paraglacial de sedimentos glacigenicos entre los ~11 – 4 ka, podría indicar la disminución de la escorrentía y la aridización del clima a partir del Holoceno. Similar interpretación se sugiere en la cuenca del Río Elqui (30°S), donde sedimentos fi nos glacigénicos fueron transportados y depositados entre los 11 y 5 ka, en un sistema fluvial de baja energía que favoreció la formación de ambientes de humedales (Riquelme et al., en prensa; incluido en Apéndice 2.2). Además, durante esta etapa, y en especial entre los 8 y 5 ka, se habría producido la actividad aluvial en los valles tributarios, que depositaron flujos de detritos en los exutorios. La depositación de sedimentos glacigenicos (terrazas paraglaciales) y de flujos de detritos (conos aluviales) sugieren condiciones climáticas áridas entre los 11 y 4 ka, en relación al periodo precedente. Hay que destacar que los conos de detritos tienen una fuerte componente gravitacional y serian el producto de la activacion aluvial durante lluvias esporadicas en un ambiente que en general es arido y

170 donde la vegetacion es escasa (Riquelme et al., en prensa). En efecto, los conos de detritos se depositan en los exutorios de los tributarios, sin embargo la escorrentia no es suficiente para exportar y distribuir los sedimentos hacia aguas abajo. La presencia de una condición climática más árida durante el Holoceno temprano – medio, también está reportada por la presencia de taxas arbóreas afines con la disminución de las precipitaciones en el Desierto de Atacama, así como por la extinción de la mega-fauna (Villagran y Varela, 1990; Latorre et al., 2003; Maldonado et al., 2005; Maldonado y Villagrán, 2006; Gosjean et al., 1997a). Por otro lado, es durante el Holoceno temprano – medio cuando la cobertura glacial y lacustre seria minima en los Andes Centrales (Placzek et al., 2006; Zech et al., 2008). Para detalles del paleo climática de la región ver la Tabla 2.1 de la Sección de Antecedentes Paleo climáticos. Luego, la aridización del clima durante el Holoceno temprano y medio podría ser interpretada como el resultado del debilitamiento de los easterlies o westerlies en relación al pleistoceno tardío. Sea cual sea la causa de la aridización, nosotros sugerimos que durante el Holoceno temprano y medio, los sistemas fluviales de los Andes semiáridos habrían evolucionado a una dinámica de mayor agradacion en relación al periodo anterior, dinámica similar a la que se observa en un clima más árido, como el que hoy se registra más al norte en el Desierto de Atacama. El encajamiento de facies fluviales, la formación de terrazas y la incisión después de los 6 ka, sugiere una reactivación del sistema fluvial. Esto puede ser interpretado como una transición desde un régimen agradacional a uno relativamente más erosivo en el Holoceno tardío. Esto coincide con lo observado en la cuenca del Río Elqui, donde el incremento en la escorrentía y la mayor capacidad de exportación de sedimentos a partir de los 5 ka incidió los depósitos sedimentarios preexistentes y depositó gravas fluviales (Riquelme et al., en prensa). Sin embargo, pueden existir otras explicaciones para la variación de la dinámica fluvial: 1. agotamiento de los sedimentos glacigenicos, susceptibles a ser transportados y depositados, resultando en el cambio desde agradacion a incisión aguas abajo de los frentes glaciales. 2. La ineficiencia del sistema fluvial de exportar este sedimento por la progresiva aridización del clima.

171 Los antecedentes paleo climáticos del Holoceno tardío son escasos en la zona. Luego, es difícil dilucidar cual es el factor que gatilla el cambio de dinámica fluvial entre el Holoceno medio y tardío. Estudios de suelos desarrollados por Veit (1993,1996), sugieren que es a partir de los 5,1 ka cuando la región semiárida adquiere su actual condición climática, caracterizada por la alternancia de periodos de aridez y humedad debido a la variable influencia de los westerlies. Por otra parte, es durante el Holoceno tardío cuando se desarrollan discretas transgresiones lacustres en el altiplano andino y avances glaciares menores en los Andes semiáridos (Grosjean et al., 1997ab, 1998). Luego podemos imaginar que el cambio de la dinámica fluvial, ocurrido entre el Holoceno medio y tardío, se debió al aumento de la influencia de los westerlies, que determinaron mayores tasas de precipitaciones y determinaron el clima semiárido que se presenta en la actualidad. Ante estas nuevas condiciones de mayor escorrentía, aumento la capacidad de exportación de sedimentos y de incisión del sistema fluvial.

5.3. Sintesis de la volución geomorfológica de la cuenca del Río Huasco durante el Cuaternario Tardío

A modo de síntesis en la Figura 5.12 se ilustra la evolución geomorfológica de la cuenca del Río Huasco durante los últimos 32 ka.

• 32 – 22 ka: Durante este periodo se genero un extenso avance glacial que se extendió más de 20 km desde la cabecera de los valles. La intensa erosión glacial habría generado grandes volúmenes de sedimentos glacigénicos y que formaron extensas morrenas que se distribuyen sobre los 3000 msnm. La gran capacidad de exportación de sedimentos e incisión durante este periodo restringió la depositación de sedimentos aguas abajo de los frentes glaciales y los sedimentos fueron evacuados fuera de los límites de la Cordillera Principal.

172 • 22 – 12 ka: Entre los 22 y 12 ka se habría producido el retroceso glacial, interrumpido por avances glaciales relativamente menores en relacion al ocurrido antes de los 22 ka. El ultimo de estos avances glaciales se registra a los ~15 ka, después del cual la cobertura de hielo se restringió solo a la cabecera de los valles (avances glaciares < 8 km). La respuesta geomorfología del paisaje ante la ausencia de cobertura de hielo, habría generado la removilización de sedimentos glacigénicos y la alteración de las superficies de las morrenas. Se identifico una fase de fuerte removilización de sedimentos entre los 18 y 12 ka. Aguas abajo de los frentes glaciales continuaron las condiciones de incisión y exportación de sedimentos, solo interrumpidos por el colapso de laderas que bloquearon los ríos esporádicamente y generan la agradación en lagos transitorios. • 12 – 4 ka: A los 12 ka se habría producido el asentamiento de las morrenas lo que podría sugerir la estabilización definitiva del relieve glacial. En este contexto habría continuado la exportación de sedimentos glacigénicos aguas abajo de los frentes glaciales, pero dada la escasa capacidad de transporte, los sedimentos se habrían depositado en los primeros 45 km de transporte fluvial. Así, a pesar de la intensa trasferencia de materia durante el Pleistoceno Tardío, los sedimentos glacigénicos fueron depositados durante el Holoceno temprano y aun se encuentran en la cuenca formando terrazas paraglaciales. En la Cordillera Principal occidental se habría desarrollado la erosión y rápida depositación de flujos de detritos que formaron conos aluviales en los exutorios de tributarios. La baja capacidad de transporte de sedimentos impidió la evacuación de estos depósitos aluviales hacia aguas abajo. • < 6 ka: A los 6 ka la dinámica del sistema fluvial vario progresivamente desde agradación a mayor exportación de sedimentos. Esta transición generó la incisión de los depósitos paraglaciales y de los conos aluviales, formando terrazas suspendidas a alturas de entre 70 y 20 m del actual lecho del río. Se depositan facies fluviales compuestas por gravas en los sectores proximales a sedimento finos en las partes dístales. La reincisión y encajamiento de estos depósitos evidencia la dominancia de la incisión. En los depósitos fluviales se intercalan

173 depósitos de flujos de detritos que representan generación más reciente de actividad aluvial desde los tributarios, cuyas facies muestran mayor fluidez en relaciona los flujos de detritos más antiguos.

El estudio morfoestratigráfico sugiere la alternancia de periodos de agradación y transporte de sedimentos durante los últimos 30 ka. Estas variaciones están asociadas a dos variables en la dinámica fluvial, por un lado a la producción de sedimentos y por otro lado a la capacidad de exportarlos. La producción de sedimentos estaría controlada por la erosión glacial, mientras que en la exportación de los sedimentos jugaría un importante papel los procesos paraglaciales. Este mecanismo de erosión, exportación y depositación de sedimentos estaría controlado por el derretimiento de la nieve y el hielo asociada a las precipitaciones que ocurren en la Cordillera Principal. Luego, es el control orográfico de las precipitaciones el que marca la diferencia entre una dinámica fluvial vigorosa en las cuencas fluvio-glaciales de la Cordillera Principal oriental, en relación al valle troncal y los tributarios aguas abajo. En efecto, en este contexto el valle troncal es la ruta de evacuación de los sedimentos, cuyo transporte o depositación dependerá de la escorrentía y de la estabilidad de laderas del valle, mientras que los valles tributarios no glaciales en los segmentos bajos la activiadad aluvial se activa esporádicamente pero la escorrentia no es la suficiente como para exportar los sedimentos mucho más alla de sus exutorios.

174 Figura 5.12: Ilustraciones que representan los mecanismos de transferencia de material durante el Pleistoceno Tardío y Holoceno en la cuenca del Río Huaco. A. 32 – 22 ka: extenso avance glacial, incisión de valle troncal, producción de sedimentos glacigénicos y su exportación fuera de la Cordillera Principal. B: Contexto de retroceso glacial con avances menores, continúa la incisión y exportación de sedimentos, colapsos locales de laderas bloquean esporádicamente el cauce. C: Fin de avances glaciales de importancia, agradación de sedimentos glacigénicos y de flujos de detritos en la Cordillera Principal. D: Aumento de la incisión y encajamiento de terrazas fluviales.

175 5.4. Interpretacion de las variaciones climaticas en los Andes Semiaridos

La evolucion geomorfologica de la cuenca del Río Huasco puede sugerir a grandes rasgos variaciones climaticas en los Andes semiaridos, y particularmente indicar cualitativamente las variaciones de las precipitaciones durante el Cuaternario tardio (Fig. 5.13). La extensa cobertura glacial entre los 32 – 22 ka sugiere condiciones humedas que permitieron un extenso avance glacial durante este periodo. La desglaciacion, solo interrempudia por avances glaciales relativamente menore en relacion al ocurrido anteriormente, sugiere una aridizacion oscilante del clima entre los 22 y 12 ka. Los avances glaciales, seguidos de fuertes periodos de removilizacion y exportacion de sedimentos glacigenicos, pueden ser asociados a la ocuerrencia de fases húmedas, paricularmente entre los 18 y 12 ka. Este periodo puede ser correlacionado temporalmente con las fases húmedas Tauca y Coipasa de los Andes Tropicales. En base al análisis morfométrico de los depósitos y a la reconstrucción de la cobertura de los glaciares, Lohse et al. (2010) estimaron que la paleo- altitud de la linea de equilibrio glacial vario entre 4.026 ± 88 y 4.462 ± 136 m s.n.m. durante los avances glaciales registrados entre los 32 y 12 ka. Estas paleo-alitudes sugieren que las precipitaciones a los 2500 msnm habrían sido de entre 1200 y 800 mm/año, es decir entre 1000 y 600 mm/año mayores que las actuales (~150 mm/año; DGA, 2007). Estas altas tasas de precipitaciones habrían condicionado los pulsos de avances glaciales durante el Peistoceno Tardio (Lohse et al., 2010). Hasta los 12 ka una fuerte actividad glacial y paraglacial ocurrio en al alta cordillera y la escorrentia fue suficiente como para exportar grandes voloumenes de sedimentos fuera de los límites de la Cordillera Principal y generar un periodo de fuerte incisión. Sin embargo, ante la aridización del clima Holoceno y una relativamente menor escorrentia, el sistema fluvial perdio capacidad de transporte y se depositaron los sedimentos glaciagenicos aguas abajo de los frentes glaciales. En particular, entre los 12 y 4 ka, se generando terrazas paraglaciales en los segmentos medios de la cordillera. La evacuacion

176 de los sedimentos seria el en un contexto. En este escenario arido y de escasa cobertura vegetal, se genero una fuerte actividad aluvional desde las cuencas tributarias producto de la ocurrencia de lluvias torrenciales esporádicas. Finalmente, durante los ultimos 6 ka, un clima más húmedo en relación con el clima árido del Holoceno temprano y medio habria provisto de mayor escorrentia al sistema fluvial, incidiendo los depositos fluvioglaciales generados previamente.

Figura 5.13: Grafico que ilustra la variación de las precipitaciones en la alta cordillera de los Andes semiaridos durante los ultimos 30 ka. En estrellas rojas, se incluyen los valores de tasa de precipitación a los 2500 msnm, que representan estimaciones relativas y aproximadas mediente la reconstrucción de la paleoaltitud de la linea de equilibrio glacial para los avances asociadoa a los vallum morrenicos 2 y 5 en el valle el Encierro (Lohse, 2010). Ademas se incluye la actual tasa de precipitación a los 2500 msnm (DGA, 2007).

177 178 CAPITULO 6: CONCLUSIONES GENERALES

En los Andes semiáridos del Norte de Chile superficies de pedimentos se extienden en los interfluvios de las cuencas que cruzan el antearco, el que está segmentado en dos principales unidades morfoestructurales: la Cordillera de la Costa y la Cordillera Principal. Los pedimentos en la Cordillera de la Costa representan un paisaje maduro constituido por planicies, resultado de la combinación de una condición árida y tectónicamente estable durante el Neógeno. Los pedimentos en la Cordillera Principal son más altos y están fuertemente incididos por los ejes troncales de los sistemas fluviales, los cuales corresponden a cañones que alcanzan 2 km de profundidad. Sin embargo, si obviamos la incisión de los cañones y observamos solo el paisaje de los pedimentos en los interfluvios de la Cordillera Principal, este denota rasgos geomorfológicos equivalentes a las planicies de la Cordillera de la Costa. La presente tesis aborda el estudio de los modos y tiempos de respuesta geomorfológica del paisaje, que habría incidido los pedimentos, excavando los valles de la Cordillera Principal, luego de su alzamiento en relación con la Cordillera de la Costa. La presencia de los pedimentos en la Cordillera Principal indica que el paisaje se encuentra en un estado transitorio de evolución luego del alzamiento. La cuantificación de las diferencias morfométricas, en particular valores de pendientes e integrales hipsométricas de los tributarios de las principales cuencas hidrográficas, indicó diferencia en el estado de evolución del paisaje entre la Cordillera de la Costa y de la Cordillera Principal: en general un paisaje maduro en la Cordillera de la Costa y uno joven en la Cordillera Principal. La distribución de estos valores indicó la posición de la disrupción morfológica del paisaje entre estas dos unidades morfoestructurales. La posición de la disrupción sugiere que el alzamiento de la Cordillera Principal podría haber sido controlado por fallas de alto ángulo y de vergencia al oeste. En particular, movimientos tan antiguos como de edad Oligoceno de la Falla Vicuña – San Félix pudieron haber iniciado el alzamiento de la Cordillera Principal en relación a la Cordillera de la Costa. Lo anterior sugiere que el estimulo generado por el alzamiento asociado a la activación de fallas, genero la respuesta erosiva y la incisión de valles en la Cordillera Principal.

179 Para conocer los tiempos y las velocidades de respuesta erosiva ante el alzamiento de la Cordillera Principal, se calculó el volumen erosionado de los valles en la alta cordillera del Río del Huasco, mediante la aplicación de ecuaciones de morfología matemática. Edades Ar-Ar de rocas volcánicas sobre los pedimentos, permitieron estimar las tasas de erosión. La respuesta erosiva ante el alzamiento de la Cordillera Principal arribo a la alta cordillera a los 8 ± 2 Ma, provocando la aceleración de la erosión desde 5-30 m/Ma hasta 45-75 m/Ma, y el cambio de patrón geomorfológico de evolución del paisaje desde pediplanización a incisión de valles. Por otra parte pulsos de alzamiento posteriores o cambios climáticos a escala global generaron condiciones más húmedas en la alta cordillera, y con ello la activación de la erosión glacial. La correlación positiva entre el porcentaje de relieve glacial, bajos valores de las integrales hipsométricas y altos valores de tasas de erosión indicó que la excavación de cárcavas glaciales habría sido un importante agente en el modelado del paisaje de la alta cordillera de los Andes semiáridos durante el Plio-Cuaternario. Por otro lado, las altas tasas de erosión, en relación con las calculadas por otros estudios en el Desierto de Atacama, donde la escasa humedad inhibió la actividad glacial durante este mismo periodo, refuerza esta observación. La preservación de los pedimentos en los interfluvios de la Cordillera Principal sugiere una escasa erosión que contrasta con la fuerte incisión de los valles contiguos en la cuenca del Río Huasco. Se calcularon tasas de erosión por la concentración de 10Be en arena y en gravas de tamaño de clastos de entre 5 a 8 cm de diámetro. Las concentraciones en 10Be son sistemáticamente más altas en sedimentos finos. Interpretamos esta diferencia de la forma siguiente: concentraciones en arena representan los valores promedio de erosión en la cuenca vertiente (29 – 36 m/Ma), mientras las concentraciones de 10Be en las gravas, que son producto de procesos de incisión en la cuenca del Río Huasco, indican valores más altos de tasas de erosión (71 – 107 m/Ma), sugiriendo que existen modos y velocidades de erosión diferentes entre los procesos de incisión de valles y aquellos que ocurren en superficies más estables de los interfluvios. La escala de tiempo involucrada en estas tasas de erosión es del orden de las últimas decenas de miles de años. Las tasas de erosión calculadas en las arenas son similares a los valores calculados para la

180 incisión de valles durante los últimos 8 ± 2 Ma. Esto sugiere que los procesos de incisión de valles son relativamente constantes durante los últimos millones de años, y que las velocidades y modos de erosión son perceptibles a escala de decenas de miles de años en los sistemas fluviales de los Andes semiáridos. Para conocer los tiempos y modos de erosión, transporte y sedimentación que configuraron los sistemas fluviales, se realizo un estudio morfoestratigráfico de los depósitos fluvioglaciales en las cuencas de los ríos Huasco y Elqui, el que incluye la datación de depósitos sedimentarios por 14C y de superficies geomorfológicas expuestas a radiación cósmica por 10Be. Este estudio indicó que la dinámica de transferencia de materia durante los últimos treinta mil años fue controlada por la capacidad de erosión glacial y producción de sedimentos glacigénicos, y por otra parte por la capacidad de exportar estos sedimentos hacia aguas abajo de los frentes glaciales. Es esta dinámica fluvioglacial, y que está fuertemente influenciada por la alternancia de glaciaciones y desglaciaciones durante el Cuaternario, es decir por los ciclos glaciales y paraglaciales, la que controló en gran parte la erosión y configuración de los sistemas fluviales en los Andes semiáridos. Finalmente, integrando los resultados obtenidos en la tesis, ellos indicaron que fue la respuesta erosiva al alzamiento de la Cordillera Principal, y el establecimiento de la dinámica paraglacial en los Andes semiáridos las que controlaron la denudación de la Cordillera Principal durante los últimos millones de años y que esta se ha mantenido relativamente constante en el tiempo.

181 182 CAPITULO 7: REFERENCIAS

Aceituno P. 1988. On the functioning of the Southern Oscillation in the South American Sector: part I. Surface climate. Mon. Weather Rev. 116: 505– 524. Aceituno P, Fuenzalida H, Rosenblüth B. 1993. Climate along the extratropical west coast of South America: Earth System Responses to Global Change: Contrasts between North and South America: Academic Press: 61–69. Aguilar G, Darrozes J. Riquelme R, Maire E, Martinod J. (Sometido). Plio- quaternary erosion rate acceleration and drainage system configuration in the semiarid Chilean Andes: An example of the impact of orographycally controlled rainfall on landscape evolution: Earth Surf. Process. Landf. Alpers CN, Brimhall GH. 1988. Middle Miocene climatic change in the Atacama Desert, northern Chile: Evidence from supergene mineralization at La Escondida. Geological Society of America Bulletin 100: 1640-1656. Almeyda E, Sáez F. 1958. Recopilación de datos climáticos de Chile y mapas sinópticos respectivos. Ministerio de agricultura, Santiago, Chile. Ammann C, Jenny B, Kammer K, Messerli B. 2001. Late Quaternary Glacier response to humidity changes in the arid Andes of Chile (18-29°S): Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology 172: 313-326. Arabasz WJ. 1971. Geological and geophysical studies of the Atacama Fault Zone in Northern Chile: PhD Thesis, Calif. Inst. Technol., Pasadena, CA: 264 pp. Arévalo C., Grocott J., Welkner D. 2003. The Atacama Fault System in the Huasco province, southern Atacama Desert, Chile. X Congreso Geológico Chileno, Universidad de Concepción, Concepción, Chile. Audin L. Hérail G, Riquelme R, Darrozes J, Martinod J, Font E. 2003. Geomorphological markers of faulting and neotectonic activity along the western Andean margin, Northern Chile: Journal of Quaternary Science 18: 681–694.

183 Babault J, Van Den Driessche J, Bonnet S, Castelltort S, Crave A. 2005. Origin of the highly elevated Pyrenean peneplain: Tectonics 24, TC2010, doi:10.1029/2004TC001697. Balco G, Stone J, Lifton N, Dunai T. 2008. A complete and easily accessible means of calculating surface exposure ages or erosion rates from 10Be and 26Al measurements: Quaternary Geochronology 3: 174195. Ballantyne CK. 2002. Paraglacial Geomorphology: Quaternary Sciences Reviews 21: 1935-2017 Barichivich J, Sauchyn DJ, Lara A. 2009. Climate signals in high elevation tree- rings from the semiarid Andes of north-central Chile: Responses to regional and large-scale variability: Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology 281: 320-333. Begert M. 1999. Klimatologische untersuchungen in der weiteren umgebung des Cerro Tapado, Norte Chico, Chile. Master degree thesis, Univ. of Berne, Berne, Switzerland. Belmont P, Pazzaglia F, Gosseb J. 2007. Cosmogenic 10Be as a tracer for hillslope and channel sediment dynamics in the Clearwater River, western Washington State: Earth Planet. Sci. Lett. 264: 123–135. Betancourt JL, Latorre C, Rech JA, Rylander KA, Quade J. 2000. A 22,000-year record of monsoonal precipitation from northern Chile’s Atacama Desert: Science 289: 1542–1546. Bierman PR, Caffee M. 2001. Slow rates of rock surface erosion and sediment production across the Namib Desert and escarpment, southern Africa: Am. J. Sci. 301: 326–358. Bierman PR, Steig EJ. 1996. Estimating rates of denudation using cosmogenic isotope abundances in sediment: Earth Surf. Process. Landf. 21: 125–139. Bissig T, Lee JKW, Clark AH, Heather KB. 2001. The Cenozoic History of volcanism and hydrothermal alteration in the Central Andes Flat-Slab Region: New 40Ar-39Ar constraints from the El Indio-Pascua Au (-Ag, Cu) Belt, 29°20’-30°30’S. International Geology Review 43: 1-29. Bissig T, Clark AH, Lee JKW, Hodgson CJ. 2002. Miocene landscape evolution in the Chilean flat-slab transect: uplift history and geomorphologic controls on epithermal processes in the El Indio-Pascua Au (–Ag, Cu) belt: Econ Geol 97: 971–996.

184 Bissig T, Riquelme R. 2009. Contrasting Landscape Evolution and Development of Supergene Enrichment in the El Salvador Porphyry Cu and Potrerillos-El Hueso Cu-Au Districts, Northern Chile. Economic Geology Special Publication 14: in press. Blard PH, Lave J, Farley KA, Fornari M, Jiménez N, Ramirez V. 2009. Late local glacial maximum in the Central Altiplano triggered by cold and locally-wet conditions during the paleolake Tauca episode (17–15 ka, Heinrich 1): Quaternary Science Reviews 28: 3414–3427 Bradley WC. 1970. Effect of weathering on abrasion of granitic gravel, Colorado River (Texas). Geol. Soc. Am. Bull. 81: 61–80. Braucher R, Brown ET, Bourlès DL, Colin F. 2003. In situ produced 10Be measurements at great depths: implications for production rates by fast muons: Earth and Planetary Science Letters 211: 251-258. Brenning A, Trombotto D. 2006. Logistic regression modeling of rock glacier and glacier distribution. Topographic and climatic controls in the semi-arid Andes: Geomorphology 81: 141-154. Brocklehurst SH, Whipple KX. 2004. Hypsometry of glaciated landscape. Earth Surface Process and Landforms 29: 907-926. Brown ET, Stallard RF, Larsen MC, Raisbeck GM, Yiou F. 1995. Denudation rates determined from the accumulation of in situ-produced 10Be in the Luquillo Experimental Forest, Puerto Rico: Earth Planet. Sci. Lett. 129: 193-202. Brown ET, Stallard RF, Larsen MC, Bourlès DL, Raisbeck GM, Yiou F. 1998. Determination of predevelopment denudation rates of an agricultural watershed (Cayaguás River, Puerto Rico) using in-situ-produced 10Be in river-borne quartz: Earth Planet. Sci. Lett. 160: 723-728. Brüggen. 1950. Fundamentos de la Geologia de Chile: Inst. Geogr. Militar, 374p. Santiago. Burbank D, Anderson R. 2001. Tectonic Geomorphology. Blackwell Science, 273 p. Estados Unidos. Carretier S, Poisson B, Vassallo R, Pepin E, Farías M. 2009a. Tectonic interpretation of transient stage erosion rates at different spatial scales in an uplifting block. Journal of geophysical research 114: F02003, doi: 10.1029/2008JF001080

185 Carretier S, Regard V, Soual C. 2009b. Theoretical cosmogenic nuclide concentration in river bed load clasts: Does it depend on clast size?: Quaternary Geochronology 4: 108–123 Carretier S, Regard V. En prensa. Pebble abrasion and velocity in rivers: quantification based on terrestrial cosmogenic nuclide: Theoretical results. Journal of Geophysical Research. Carter W, Aguirre L. 1965. Structural geology of Aconcagua Province and its relationship to the Central Valley graben: Geological Society of America Bulletin 76: 651-664. Caviedes C. 1990. Rainfall variation, snowline depression and vegetational shifts in Chile during the Pleistocne: Climatic Change 16: 99-114. Cembrano J, Zentilli M, Grist A, Yañez G. 2003. Nuevas edades de trazas de fisión para Chile Central (30°-34°S): Implicancias en el alzamiento y exhumación de los Andes desde el Cretácico. 10° Con greso Geológico Chileno, Universidad de Concepción-Chile. Charrier R, Bustamante M, Comte D, Elgueta S, Flynn JJ, Iturra N, Muñoz N, Pardo M, Thiele R, Wyss AR. 2005. The Abanico Extensional Basin: Regional extension, chronology of tectonic inversion, and relation to shallow seismic activity and Andean uplift. Neues Jahrbuch für Geologie und Paläontologie Abh. 236 (1-2): 43-77. Clapp EM, Bierman PR, Schick AP, Lekach J, Enzel Y, Caffee M. 2000. Sediment yield exceeds sediment production in arid region drainage basins: Geology 28: 995– 998. Clapperton CM, Clayton JD, Benn DI, Marde CJ, Argollo J. 1997. Late Quaternary glacier advances and paleolake highstands in the Bolivian Altiplano: Quaternary International 38(39): 49-59. Clayton JD, Clapperton CM, 1997. Broad synchrony of a late glacial glacier advance and the highstand of palaeolake Tauca in the Bolivian Altiplano. Journal of Quaternary Science 12: 169 – 182. Coira B, Davidson J, Mpodozis C, Ramos V. 1982. Tectonic and magmatic evolution of the Andes of northern Argentina and Chile. Earth-Sci. Rev. 18: 303– 332. Cornejo P, Mpodozis C, Ramirez CF, Tomlinson AJ. 1993. Estudio geologico de a region de Potrerillos y El Salvador (26°-27° Lat. S): Servicio Nacional de

186 Geologia y Mineria (Chile) – CODELCO: Informe Registrado IR-93-01: 258p. Santiago. Cornejo P, Mpodozis C. 1996. Geologia de la region de Sierra Exploradora (Cordillera de Domeyko 25° - 26° S): Servicio Nacio nal de Geologia y Mineria (Chile) – CODELCO: Informe Registrado IR-96-09: 330p. Santiago. Darwin C. 1846. Geological observations on South America. Smith, Elder and Co.: 279 p. London. Denton GH, Lowell TV, Heusser CJ, Schlüchter C, Andersen BG, Heusser LE, Moreno PI, Marchant DR. 1999. Geomorphology, stratigraphy, and radiocarbon chronology of Llanquihue drift in the area of the southern lake district, Seno Reloncaví, and Isla Grande de Chiloe, Chile: Geograska Annaler 81A: 167–229. Desilets D, Zreda M. 2003. Spatial and temporal distribution of secondary cosmic-ray nucleon intensities and applications to in-situ cosmogenic dating: Earth and Planetary Science Letters 206: 21–42. DGA (Dirección General de Aguas), 2007: Evaluación de la Explotación Máxima Sustentable del Acuífero de Huasco. Modelación hidrogeológica del Valle del Río Huasco, Informe técnico. Departamento de administración de recursos hídricos, S.I.T N°131, S antiago, Junio.2007. Dietze E, Kleber A, Ginot P, Stichler W, Schotterer U, Schwikowski M. 2008. Response of regional climate and glacier ice proxies to El Niño-Southern Oscillation (ENSO) in the subtropical Andes: Geophysical Research Abstracts 10: EGU2008-A-00418. Dunai TJ, González GA, Juez-Larre J. 2005. Oligocene–Miocene age of aridity in the Atacama Desert revealed by exposure dating of erosion-sensitive landforms. Geology 33: 321–324. DOI: 10.1130/G21184.1 Espurt N, Funiciello F, Martinod J, Guillaume B, Regard V, Faccenna C, Brusset S. 2008. Flat subduction dynamics and deformation of the South merican plate: Insights from analog modeling: Tectonics 27(3). Farías M, Charrier R, Carretier S, Martinod J, Fock A, Campbell D, Cáceres J, Comte D. 2008. Late Miocene high and rapid surface uplift and its erosional response in the Andes of Central Chile (33º-35ºS): Tectonics 27: TC1005, doi: 10.1029/2006TC002046.

187 Farías M, Charrier R, Comte D, Martinod J, Hérail G. 2005. Late Cenozoic deformation and uplift of the western flank of the Altiplano: Evidence from the depositional, tectonic, and geomorphologic evolution and shallow seismic activity (northern Chile at 19°30’S): Tecto nics 24: TC4001, doi: 10.1029/2004TC001667. Favier V, Falvey M, Rabatel A, Praderio E, López D. 2009. Interpreting discrepancies between discharge and precipitation in high-altitude area of Chile’s Norte Chico region (26–32_S). Water Resour. Res. 45: W02424. DOI: 10.1029/2008WR006802. Ferrier KL, Kirchner JW, Finkel RC. 2005. Erosion rates over millennial and decadal timescales at Caspar Creek and Redwood Creek, Northern California Coast Ranges: Earth Surf. Process. Landforms 30: 1025–1038. Filizola N, Guyot JL. 2004. The use of Doppler technology for suspended sediment discharge determinations in the River Amazon: Hydrological Sciences Journal, 49(1): 143-153. García M. 2001. Evelution Oligo-Néogène de l’arc et avant arc des Andes de Arica (18°-19°S). Tectonique, Volcanisme, Sédimenta tion, Géomorphologie et bilan érosion-sédimentation. Thesis Univ. Joseph Fourier, 178p. García M, Hérail G. 2005. Fault-related folding, drainage network evolution and valley incision during the Neogene in the Andean Precordillera of Northern Chile: Geomorphology 65: 279– 300 Garín C. 1987. Inventario de Glaciares de los Andes Chilenos desde los 18° a los 32° de latitud sur. Revista de Geografía Norte Grande 14: 35-48 Garreaud RD, Vuille M, Compagnucci R, Marengo J. 2008. Present-day South American climate. Paleogeogr. Palaeoclimatol. Palaeoecol. DOI:10.1016/j.palaeo.2007.10.032 Geyh MA, Grosjean M, Nuñez L, Shotterer U. 1999. Radiocarbon effect and the timing of the late-glacial/Early Holocene humid phase in the Atacama desert (Northern Chile): Quaternary Research 52: 143-153 Ginot P, Kull C, Schotterer U, Schwikowski M, Gäggeler HW. 2006. Glacier mass balance reconstruction by sublimation induced enrichment of chemical species on Cerro Tapado (Chilean Andes): Climate of the Past 2: 21-30.

188 González G, Cembrano J, Carrizo D, Macci A, Schneider H. 2003. The link between forearc tectonics and Pliocene–Quaternary deformation of the Coastal Cordillera, northern Chile. Journal of South American Earth Sciences 16: 321–342. Granger DE, Kirchner JW, Finkel R. 1996. Spatially averaged long-term erosion rates measured from in situ-produced cosmogenic nuclides in alluvial sediment: J. Geol. 104: 249– 257. Grosjean M. 2001. Mid-Holocene climate in the south-central Andes: Humid or dry?: Science 292: 2391a. Grosjean M, Geyh MA, Messereli B, Schreier H, Veit H. 1998. A Late Holocene (< 2600 BP) glacial advance in the south-central Andes (29ºS), northern Chile: The Holocene 8 (4): 473- 479. Grosjean M, Nuñez LA, Cartajena I, Messerli B. 1997a. Mid-Holocene climate and Culture Change in the Atacama Desert, northern Chile: Quaternary Research 48: 239-246. Grosjean M, Valero GB, Geyh M, Messerli B, Schotterer U, Schreier H, Kelts K. 1997b. Mid and late Holocene limnogeology of Laguna del Negro Francisco (South Central Andes, North Chile) and paleoclimatic implications: The Holocene 7: 151-159. Heimsath AM, Chappell J, Dietrich WE, Nishiizumi K, Finkel RC. 2000. Soil production on a retreating escarpment in southeastern Australia: Geology 28: 787–790. Heimsath AM, Chappell J, Dietrich WE, Nishiizumi K, Finkel R. 2001. Late Quaternary erosion in southeastern Australia: a field example using cosmogenic nuclides: Quat. Int. 83–85: 169– 185. Heusser CJ, Heusser LE, Lowell TV. 1999. Paleoecology of the southern Chilean Lake District-Isla Grande de Chiloé during middle-late Llanquihue glaciation and deglaciation: Geografiska Annaler 81A: 231-284. Hewawasam T, von Blanckenburg F, Schaller M, Kubik W. 2003. Increase of human over natural erosion rates in tropical highlands constrained by cosmogenic nuclides. Geology 31: 597–600. Hoke GD, Isacks BL, Jordan TE, Yu JS. 2004. Groundwater-sapping origin for the giant quebradas of northern Chile: Geology 32: 605–608.

189 Hoke GD, Isacks BL, Jordan TE, Blanco N, Tomlinson AJ, Ramezani J. 2007. Geomorphic evidence for post-10 Ma uplift of the western flank of the central Andes 18°30’–22°S: Tectonics 26: TC5021, do i: 10.1029/2006TC002082, 2007. Holbrook J, Schumm SA. 1999. Geomorphic and sedimentary response of rivers to tectonic deformation: a brief review and critique of a tool for recognizing subtle epeirogenic deformation in modern and ancient settings: Tectonophysics 305: 287-306. Hollingworth SE. 1964. Dating the uplift of the Andes of northern Chile: Nature 211 (4914): 17-20. Herrera S, Verdejo A. 2009. Evolución geológica Neógeno-Cuaternaria del curso inferior y medio del Valle del Huasco, III Región de Atacama, Chile. Memoria para optar al título de geólogo. Universidad Católica del Norte, Antofagasta, Chile. Isacks BL. 1988. Uplift of the central Andean Plateau and Bending of the Bolivian Orocline: J. Geophys.Res. 93: 3211-3231. Jenny B, Kammer K. 1996. Climate change in den trockenen Anden. Jungquartäre Vergletscherung. Geographica Bernensia. G 46: 1-80 Kay SM, Abruzzi JM. 1996. Magmatic evidence for Neogene lithospheric evolution of the central Andean ‘flat-slab’ between 30° and 32°S: Tectonophysics 259: 5–28. Kay SM, Mpodozis C. 2002. Magmatism as a probe to the Neogene shallowing of the Nazca plate beneath the modern Chilean flat-slab: Journal of South American Earth Sciences 15: 39-57. Kay SM, Mpodozis C, Coira B. 1999. Neogene magmatism, tectonism and mineral deposits of the Central Andes (22°-33°S Lat itude): In Geology and Ore Deposits of the Central Andes (Skinner, B.J.; editor): Society of Economic Geologists, Special Publication 7: 27-59. Kay SM, Godoy E, Kurtz A. 2005. Episodic arc migration, crustal thickening, subduction erosion, and magmatism in the south-central Andes: Geological Society of America Bulletin 117: 67-88. Kirchner JW, Finkel RC, Riebe CS, Granger DE, Clayton JL, King JG, Megahan WF. 2001. Mountain erosion over 10 yr, 10 k.y., and 10 m.y. time scales. Geology 29: 591-594.

190 Kirchner J, Riebe C, Ferrier K, Finkel R. 2006. Cosmogenic nuclide methods for measuring long-term rates of physical erosion and chemical weathering: J. Geochem. Explor. 88: 296–299. Kober F, Schlunegger F, Zeilinger G, Schneider H. 2006. Surface uplift and climate change: the geomorphic evolution of at the Western Escarpment of the Andes of northern Chile between the Miocene and present: In Tectonics, Climate and Landscape Evolution, Willet S, Hovius N, Fisher D, Brandon M (eds). Special Paper 398, Geological Society of America: Boulder, CO: 75–86. Kober F, Ivy-Ochs S, Schulunegger F, Baur H, Kubik PW, Wieler R. 2007. Denudation rates and a topography-driven rainfall threshold in northern Chile: Multiple cosmogenic nuclide data and sediment budgets. Geomorphology 83: 97-120. Kober F, Ivy-Ochs S, Zeilinger G, Schulunegger F, Kubik PW, Baur H, Wieler R. 2009. Complex multiple cosmogenic nuclide concentration and histories in the arid Rio Lluta catchment, northern Chile: Earth Surf. Process. Landforms 34: 398–412. Kuenen PH. 1956. Experimental abrasion of pebbles: 2. Rolling by current. J. Geol. 64: 336–368. Kull C, Grosjean M. 2000. Late Pleistocene climate conditions in the north Chilean Andes drawn from a climate glacier model: Journal of Glaciology 46: 622-632. Kull C, Grosjean M, Veit H. 2002. Modeling modern and Late Pleistocene glacio-climatological conditions in the North Chilean Andes (29° - 30°S): Climatic Change 52: 359 – 381 Lal D. 1991. Cosmic ray labeling of erosion surfaces: in situ nuclide production rates and erosion models: Earth Planet. Sci. Lett. 104: 424– 439. Lamb S, Hoke L, Kennan L, Dewey J, 1997. Cenozoic evolution of the Central Andes in Bolivia and northern Chile: en Burg, J., Ford, M., (eds.), Orogeny through time. J. Geol. Soc. Lond., Special Publication 121: 237-264. Lamb S, Davis P. 2003. Cenozoic climate change as a possible cause for the rise of the Andes: Nature 425: 792–797. DOI: 10.1038/nature02049. Lamb S, Hoke L. 1997. Origin of the high plateau in the central Andes, Bolivia, South America: Tectonics 16: 623 – 649.

191 Lamy F, Klump J, Habbeln D, Wefer G. 2000. Late Quaternary rapid climate change in northern Chile: Terra Nova 12: 8–13. Langbein WB. 1947. Topographic characteristics of drainage basins. U.S.G.S. Water Supply Paper 968C:127–157 Latorre C, Betancourt JL, Arroyo MTK. 2006. Late Quaternary vegetation and climate history of a perennial river canyon in the Rio Salado basin (22°S) of northern Chile: Quatern. Res 65: 450–466. Latorre C, Betancourt JL, Rylander KA, Quade J, Matthei O. 2003. A 13.5-kyr vegetation history from the arid prepuna of northern Chile (22–23°S): Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology, 194, 223–246. Leiva JC. 1999. Recent fluctuations of the Argentinian glaciers: Global Planet. Change 22 : 169– 177. Le Quesne C, Stahle DW, Cleaveland MK, Therrell MD, Aravena JC, Barichivich J. 2006. Ancient austrocedrus tree-ring chronologies used to reconstruct central Chile precipitation variability from a.d. 1200 to 2000: J. Clim. 19(22): 5731– 5744. Le Roux JP, Gómez C, Venegas C, Fenner J, Middleton H, Marchant M, Buchbinder B, Frassinetti D, Marquardt C, Gregory-Wodzicki KM, Lavenu A. 2005. Neogene–Quaternary coastal and offshore sedimentation in north-central Chile: record of sea level changes and implications for Andean tectonism: Journal of South American Earth Sciences 19: 83– 98. Le Roux J, Olivares D, Nielsen S, Smith N, Middleton H, Fenner J, Ishman S. 2006. Bay sedimentation as controlled by regional crustal behavior, local tectonics and eustatic sea level changes: Coquimbo Formation (Miocene– Pliocene), Bay of Tongoy, central Chile: Sedimentary Geology 184: 133– 153. Libby WF. 1955. Radiocarbon dating (2nd ed.). Chicago: University of Chicago Press. Lindsay J.B. 2005. The Terrain Analysis System: A tool for hydro-geomorphic applications. Hydrological Processes 19(5): 1123-1130. LLiboutry L. 1956. Nieves y glaciares de Chile: Fundamentos de Glaciología. Lohse P. 2010. Análisis geomorfológico y cronología absoluta a partir de edades de exposición de los depósitos glaciales y paraglaciales del Valle el Encierro, Andes semiáridos del Norte de Chile (29°S): Memoria para

192 optar al título de geólogo. Universidad Católica del Norte, Antofagasta, Chile. Lowell TV, Heusser CJ, Andersen BG, Moreno PI, Hauser A, Heusser LE, Schluchter C, Marchant DR, Denton GH. 1995. lnterhemispheric correlation of Late Pleistocene Glacial Events. Science 269: 1541- 1549. Luebert F, Pliscoff P. 2006. Sinopsis Bioclimatica y Vegetacional de Chile: Editorial Universitaria, Univ. de Chile, Santiago, Chile. Maksaev V, Moscoso R, Mpodozis C, Nasi C. 1984. Las unidades volcánicas y plutonicas del cenozoico superior en la Alta Cordillera del Norte Chico (29°–31° S): Geología, alteración hidrothermal y mi neralisación. Revista geológica de Chile 21: 11–51. Maksaev V, Munizaga F, Zentilli M, Charrier R. 2009. Fission track thermochronology of Neogene plutons in the Principal Andean Cordillera of central Chile (33-35°S): Implications for tecton ic evolution and porphyry Cu-Mo mineralization. Andean Geology 36 (2): 153-171. Maksaev V, Zentilli M. 1999. Fission track thermochronology of the Domeyko Cordillera, northern Chile: Implications for Andean tectonics and porphyry copper metallogenesis: Explor. Mining. Geol. 8: 65-89. Maldonado A, Betancourt JL, Latorre C, Villagran C. 2005. Pollen analyses from a 50,000-yr rodent midden series in the southern Atacama Desert (25°30 aS): Journal of Quaternary Science 20: 493–507. Maldonado A, Villagran C. 2006. Climate variability over the last 9900 cal yr BP from a swamp forest pollen record along the semiarid coast of Chile: Quaternary Research 66: 246-258. Marquardt C, Lavenu A, Ortlieb L, Godoy E. Comte D. 2004. Coastal Neotectonics in Southern Central Andes: Uplift Rates and Strain Patterns in the Caldera Area, Northern Chile (27°S): Tectono physics 394 (3-4): 193- 219. Martin MW, Clavero J, Mpodozis C, Cuitiño L. 1995. Estudio Geológico de la Franja El Indio, Cordillera de Coquimbo. Servicio Nacional de Geología y Minería. Informe registrado IR-95-6, 1: 1-238. Santiago-Chile. Martin MW, Clavero J, Mpodozis C. 1999. Late Paleozoic to Early Jurassic tectonic development of the high Andean Principal Cordillera, El Indio

193 region, Chile (29º-30ºS): Journal of South American Earth Sciences 12: 33-49. Matmon A, Bierman PR, Larsen J, Southworth S, Pavich M, Caffee M. 2003. Temporally and spatially uniform rates of erosion in the southern Appalachian Great Smoky Mountains: Geology 31: 155– 158. Matmon A, Bierman PR, Larsen J, Southworth S, Pavich M, Finkel R, Caffee M. 2005a. Grain size dependency of 10Be concentrations in alluvial sediments in the Great Smoky Mountains: Geochim. Cosmochim. Acta 69 (Suppl): A160. Matmon A, Schwartz D, Finkel R, Clemmens S, Hanks T. 2005b. Dating offset fans along the Mojave section of the San Andreas Fault using cosmogenic 26Al and 10Be: Geol. Soc. Am. Bull. 117: 795–807. Melnick D, Echtler HP. 2006. Inversion of forearc basins in south-central Chile caused by rapid glacial age trench fill: Geology 34: 709-712. Meyer H, Hetzel R, Strauss H. 2008. Erosion rates on different timescales derived from cosmogenic 10Be and river loads: implications for landscape evolution in the Rhenish Massif, Germany: Int J Earth Sci (Geol Rundsch) (2010) 99: 395–412, DOI 10.1007/s00531-008-0388-y Miller A. 1976. The climate of Chile. In: Schwerdtfeger, W. (Ed.), World Survey of Climatology. Climates of Central and South America: Elsevier, Amsterdam, The Netherlands: 113–131. Mix AC, Bard E, Schneider R. 2001. Environmental processes of the ice age: land, oceans, glaciers (EPILOG): Quaternary Science Reviews 20: 627– 657. Molnar P, England P. 1990. Late Cenozoic Uplift of Mountain-Ranges and Global Climate Change - Chicken or Egg: Nature 346(6279): 29-34. Molnar P. 2004. Late Cenozoic increase in accumulation rates of terrestrial sediment: How migth climate change have affected erosion rates?: Annual Review of Earth and Planetary Science 32: 67-89. DOI:10.1146/annurev.earth.32.091003.143456. Montecinos A, Aceituno P. 2003. Seasonality of the ENSO related rainfall variability in central Chile and associated circulation anomalies: J. Climate 16: 281–296.

194 Montgomery DR, Balco G, Willett SD. 2001. Climate, tectonics, and the morphology of the Andes. Geology 29: 579– 582. Morel P, Von Blanckenburg F, Schaller M, Kubik PW, Hinderer M. 2003. Lithology, landscape dissection, and glaciation controls on catchment erosion as determined by cosmogenic nuclides in river sediment (the Wutach Gorge Black Forest): Terra Nova 15: 398– 404. Mortimer C. 1973. The Cenozoic history of the southern Atacama Desert, Chile. Journal of Geological Society of London 129: 505-526. Moscoso R, Mpodozis C. 1988. Estilos estructurales en el norte chico de Chile (28-31°S), regiones de Atacama y Coquimbo. Revista geológica de Chile 15: 149-164. Moscoso R, Nasi C, Salinas P. 1982. Geología de la Hoja Vallenar y parte norte de La Serena: Regiones de Atacama y Coquimbo, escala 1:250.000. SERNAGEOMIN. Mpodozis C, Cornejo P. 1986. Carta Geológica de Chile a E. 1 :250.000 no 68, (Pisco Elqui): Servicio Nacional de Geología y Minena, Santiago de Chile, 165 p. Mpodozis C, Marinovic C, Smoje I. 1993. Estudio geológico-estructural de la Cordillera de Domeyko entre Sierra Limón Verde y Sierra Mariposas Región de Antofagasta: Serv. Nac. Geol. Min. IR 93-04. Muñoz N, Charrier R. 1996. Uplift of the western border of the Altiplano on a west vergent thrust system, northern Chile: J. S. Am. Earth Sci. 9: 171 – 181. Nalpas T, Dabard M-P, Ruffet G, Vernon A, Mpodozis C, Loi A, Hérail G. 2008. Sedimentation and preservation of the Miocene Atacama Gravels in the Pedernales–Chañaral Area, Northern Chile: Climatic or tectonic control?: Tectonophysics 459: 161–173. Nalpas T, Hérail G, Mpodozis C, Riquelme R, Clavero J, Dabard MP. 2005. Thermochronological data and denudation history along a transect between Chañaral and Pedernales (C26° S), north Chilean Andes: orogenic implications: Sixth International Symposium on Andean Geodynamics, Barcelona, Spain, IRD ed., pp. 548–551. Extended abstracts.

195 Naranjo JA. 1987. Interpretación de la actividad Cenozoica superior a lo largo de la zona de Falla de Atacama: Revista Geológica de Chile 31: 43-55. Naranjo JA, Paskoff R. 1980. Evolución geomorfológica del desierto de Atacama, entre los 26º y 33º latitud sur: revisión cronológica: Revista Geológica de Chile 10: 85-89. Nasi C, Mpodozis C, Cornejo P, Moscoso R. Maksaev V. 1985. El batolito Elqui-Limarí (Paleozoico Superior-Triásico). Características petrográficas, geoquímicas y significado tectónico: Revista Geológica de Chile 25-26: 77-111. Nasi C, Moscoso R, Maksaev V. 1990. Hoja Guanta, Regiones de Atacama y Coquimbo, escala 1:250.000, n°67, SERNAGEOMIN. Nichols KK, Bierman PR, Caffee M, Finkel R, Larsen J. 2005a. Cosmogenically enabled sediment budgeting: Geology 33: 133– 136. Nichols KK, Bierman PR, Hooke RB, Caffee EM, Clappe MW. 2002. Quantifying sediment transport on desert piedmonts using 10Be and 26Al: Geomorphology 45 (2): 105–125. Nichols KK, Bierman PR, Finkel R, Larsen J. 2005b. Long-term sediment generation rates for the upper Rio Chagres Basin: implications for Panama Canal watershed management. In: Harmon, R. (Ed.), The Rio Chagres: a Multidisciplinary Profile of a Tropical Watershed. Springer: 297–313. Niemeyer H. 1999. Nuevos datos cinemáticos para la Falla Sierra Castillo en Quebrada del Carrizo, Precordillera de la Región de Atacama, Chile. Revista Geológica de Chile 26: 159-174. Niemi N, Oskin M, Burbank D, Heimsath A, Gabet E. 2005. Effects of bedrock landslides on cosmogenically determined erosion rates: Earth Planet. Sci. Lett. 237: 480–498. Nishiizumi K, Caffee M, Finkel RC, Brimhall G, Mote T. 2005. Remnants of a fossil alluvial fan landscape of Miocene age in the Atacama Desert of northern Chile using cosmogenic nuclide exposure age dating. Earth Planet. Sci. Lett. 237: 449–507. Nishiizumi K, Imamura M, Caffee M, Southon J, Finkel R, McAnich J. 2007. Absolute calibration of 10Be AMS standards: Nuclear Instruments and Methods in Physics Research B 258: 403413.

196 Oliva P, Cerda JL. 2009. Uso de herramientas geomáticas para la determinación de la dinámica glacial reciente (últimos 50 años) en los Andes semiáridos del Norte de Chile: Glaciar el Tapado (30°S): Memoria de Titulo de Geologo, Universidad catolica del Norte, Antofagasta, Chile. 117 pp. Oncken O, Hindle D, Kley J, Elger K, Victor P. 2006. Deformation of the central Andean upper plate system: Facts, fiction, and constraints for plateau models, in Oncken, O., et al., eds., The Andes: Active subduction orogeny. Frontiers in Earth Sciences: London, Springer Verlag, 3–28. Ortlieb L, Zazo C, Goy J, Hillaire-Marcel C, Ghaleb B, Cournoyers L. 1996. Coastal Deformation and Sea-Level Changes in the Northern Chile Subduction Area (23°S) during the last 330 Ky: Quat ernary Science Reviews 15: 819-831. Pardo-Casas F, Molnar P. 1987. Relative motion of the Nazca (Farallon) and South American plates since Late Cretaceous time: Tectonics 6: 233-248. Pardo M, Comte D, Monfret T. 2002. Seismotectonic and stress distribution in the central Chile subduction zone: Journal of South American Earth sciences 15: 11 – 22. Paskoff R. 1970. Le Chili semi-aride, recherches géomorphologiques. Biscaye Fréres, 420 p., Bordeaux. Peizhen Z, Molnar P, Downs WR. 2001. Increased sedimentation rates and grain sizes 2–4 Myr ago due to the influence of climate change on erosion rates: Nature 410: 891– 897. doi: 10.1038/35073504. Pelletier JD, Malamud BD, Blodgett T, Turcotte DL. 1997. Scale-invariance of soil moisture variability and its implications for the frequency-size distribution of landslides, Eng: Geol. Amsterdam 48: 255–268, doi: 10.1016/S0013-7952(97)00041-0. Pepin E, Carretier S., Guyot JL, Escobar F. En prensa. Specific suspended sediment yields of the Andean rivers of Chile and their relationship to climate, slope and vegetation. Hydrological Sciences Journal. Pilger RH Jr. 1984: Cenozoic platekinematics, subduction and magmatism: South American Andes: Jour. Geol. Soc. London 141: 793-802.

197 Placzek C, Quade J, Patchett PJ. 2006. Geochronology and stratigraphy of late Pleistocene lake cycles on the southern Bolivian Altiplano: Implications for causes of tropical climate change: Bull. Geol. Soc. Amer 118: 515–532. Quezada J, Gonzalez G, Dunai T, Jensen A, Juez-Larre J. 2007. Pleistocene littoral uplift of northern Chile: 21Ne age of the upper marine terrace of Caldera–Bahia Inglesa area: Revista Geológica De Chile 34: 81–96. Randall DE, Tomlinson AJ, Taylor GK. 2001. Paleomagnetically defined rotations from the Precordillera of northern Chile: Tectonics 20: 235-254. Rauld, R.; Vargas, G.; Armijo, R.; Ormeño, A.; Valderas, C; Campos, J. 2006. Cuantificación de escarpes de falla y deformación reciente en el frente cordillerano de Santiago. En Congreso Geológico Chileno, No. 11, Actas 2: 447-450. Antofagasta. Ramirez-Herraera T, Riebe CS, Kirchner JW, Finkel RC. 2002. Long-term rates of erosion and relief growth along the converging southern Mexican margin, inferred from 10Be in sediment and regolith: Eos Trans. AGU, 83(47), Fall Meet. Suppl.: Abstract H12B-0921. Raymo ME, Ruddiman WF. 1992. Tectonic forcing of Late Cenozoic climate: Nature 359: 117–122. Rech J, Quade J, Betancourt J. 2002. Late Quaternary paleohydrology of the central Atacama Desert (22–24°S), Chile: Geological Society of America Bulletin 114: 334–348. Rech J, Pigati J, Quade J, Betancourt JL. 2003. Re-evaluation of mid-Holocene deposits at Quebrada Puripica, northern Chile: Palaeoecology, Palaeogeography, Palaeoclimatology 194: 207–222. Reutter K. 1974. Entwicklung und bauplan der Chilenischen hochkordillere im bereich 29 suedlicher breite: n. jahrb. geol. palaeont. abh. bd. 146: 153- 178. Reutter K-J, Scheuber E, Helmcke D. 1991. Structural evidence of orogen- parallel strike slip displacements in the Precordillera of Northern Chile: Geologische Rundschau 80: 135-153. Reinhardt LJ, Hoey TB, Barrows TT, Dempster TJ, Bishop P, Fifield K. 2007. Interpreting erosion rates from cosmogenic radionuclide concentrations measured in rapidly eroding terrain: Earth Surface Processes and Landforms 32: 390–406.

198 Riebe CS, Kirchner JW, Granger DE, Finkel RC. 2000. Erosional equilibrium and disequilibrium in the Sierra Nevada, inferred from cosmogenic 26Al and 10Be in alluvial sediment: Geology 28: 803– 806. Riebe CS, Kirchner JW, Granger DE. 2001b. Quantifying quartz enrichment and its consequences for cosmogenic measurements of erosion rates from alluvial sediment and regolith: Geomorphology 40: 15– 19. Riebe CS, Kirchner JW, Granger DE, Finkel RC. 2001a. Minimal climatic control on erosion rates in the Sierra Nevada, California: Geology 29: 447–450. Riebe CS, Kirchner JW, Finkel RC. 2004. Erosional and climatic effects in long- term chemical weathering rates in granitic landscapes spanning diverse climate regimes: Earth Planet. Sci. Lett. 224: 547-562. Riebe CS, Kirchner JW, Finkel RC. 2003. Long-term rates of chemical weathering and physical erosion from cosmogenic nuclides and geochemical mass balance: Geochim. Cosmochim. Acta 67: 4411 –4427. Rinaldo A, Dietrich WE, Vogel GK, Rigon R, Rodriguez-Iturbe I. 1995. Geomorphological signatures of varying climate: Nature 374: 632-636. Riquelme R, Darrozes J, Maire E, Hérail G, Soula JC. 2008. Long-term denudation rates from the Central Andes (Chile) estimated from a Digital Elevation Model using the Black Top Hat function and Inverse Distance Weighting: implications for the Neogene climate of the Atacama Desert: Revista geológica de Chile 35 (1): 105-121. Riquelme R, Herail G, Martinod J, Charrier R, Darrozes J, 2007. Late Cenozoic geomorphologic signal of Andean forearc deformation and tilting associated with the uplift and climate changes of the Southern Atacama Desert (26 degrees S-28 degrees S): Geomorphology 86: 283-306. Riquelme R, Martinod J, Hérail G, Darrozes J, Charrier R. 2003. A geomorphological approach to determining the Neogene to Recent tectonic deformation in the Coastal Cordillera of northern Chile (Atacama): Tectonophysics 361: 255-275. Riquelme R, Rojas C, Aguilar G, Flores P. En prensa. Paraglacial response to late Pleistocene-Holocene glacial retreat in the semiarid Chilean Andes, the Turbio valley case study (30º S Lat). Quaternary Research. Riquelme R, Aguilar G, Jensen A, Verdejo J, Herrera S, Riveros K, Navarrete P. 2010. Evaluación hidrogeológica de la Cuenca del Río Huasco, con

199 énfasis en la cuantificación de los recursos hídricos superficiales y subterráneos (geomorfología, dinámica fluvial reciente y relleno de la cuenca): Informe Innova Chile, CORFO, Gobierno de Chile, vol. 5, 140 p. Ritter DF, Kochel RC, Miller JR. 2002. Process geomorphology. McGraw Hill, Boston Rivera A, Acuña C, Casassa G, Bown F. 2002. Contribution of Chilean glaciers to eustatic sea-level rise: Annals of Glaciology 34: 367-372. Rodríguez F, Maire E, Courjault-Radé P, Darrozes J. 2002. The Black Top Hat Function applied to a DEM: A tool estimate recent incision in a mountain watershed (Estiber Watershed, Central Pyrenees). Geophysical Research Letters 29. DOI: 10.1029/2001GL014412. Safran EB, Bierman PR, Aalto R, Dunne T, Whipple K, Caffee M. 2005. Erosion rates driven by channel network incision in the Bolivian Andes: Earth Surface Processes Landforms 30: 1007–1024. Saillard M, Hall SR, Audin L, Farber DL, Hérail G, Martinod J, Regard V, Finkel RC, Bondoux F. 2009. Non-steady long-term uplift rates and Pleistocene marine terrace development along the Andean margin of Chile (31°S) inferred from 10Be dating: Earth Planet. Sci. Lett. 277 (2009) 50–63. Santibañez F. 1997. Tendencias seculares de la precipitación en Chile, in Diagnóstico Climático de la Desertificación en Chile: Edited by G. Soto and F. Ulloa, CONAF, La Serena, Chile. Schaller M, von Blanckenburg F, Hovius N, Kubik PW. 2001. Large-scale erosion rates from in situ-produced cosmogenic nuclides in European river sediments: Earth Planet. Sci. Lett. 188: 441– 458. Schaller M, von Blanckenburg F, Veldkamp A, Tebbens LA, Hovius N, Kubik PW. 2002. A 30,000 yr record of erosion rates from cosmogenic 10Be in Middle European river terraces, Earth Planet. Sci. Lett. 204 (2002) 309– 322. Schaller M, von Blanckenburg F, Hovius N, Veldkamp A, van der Berg MW, Kubik PW. 2004. Paleo-erosion rates from cosmogenic 10Be in a 1.3 Ma terrace sequence: response of the River Meuse to changes in climate and rock uplift rate: J. Geol. 112: 127–144.

200 Schlunegger F, Zeilinger G, Kounov A, Kober F, Husser B. 2006. Scale of relief growth in the forearc of the Andes of Northern Chile (Arica latitude, 18 degrees S): Terra Nova 18: 217–223. Scholl DW, Christensen MN, von Huene R, Marlow MS. 1970. Peru–Chile trench sediments and sea-floor spreading: Geological Society of America Bulletin 81: 1339–1360. Schumm SA, Dumont JF, Holbrook JM. 2000. Active Tectonics and Alluvial Rivers. Cambridge University Press, UK. 276 p. Schwerdtfeger, W. 1976. Climates of Central and South America. Amsterdam, Netherlands: Elsevier Scientific. Publishing Company. 532 p. Schildgen TF, Hodges KV, Whipple KX, Reiners PW, Pringle MS. 2007. Uplift of the western margin of the Andean plateau revealed from canyon incision history, southern Peru: Geology 35 (no. 6): 523–526. SERNAGEOMIN 2003. Mapa Geológico de Chile: versión digital. Servicio Nacional de Geología y Minería, Publicación Geológica Digital, No. 4 (CD- ROM, versión 1.0, 2003). Santiago. Serra J. 1988. Image analysis and mathematical morphology. Theoretical advances. Academic Press: 411 p. London. Sillitoe RH, Mortimer C, Clark AH. 1968. A chronology of landform evolution and supergene mineral alteration, Southern Atacama Desert, Chile. Institute of Mining and Metallurgy Transactions (Section B) 27: 166-169. Smith JA, Finkel RC, Farber DL, Rodbell DT, Seltzer GO. 2005a. Moraine preservation and boulder erosion in the tropical Andes: interpreting old surface exposure ages in glaciated valleys: Journal of Quaternary Science 20: 735–758. Smith JA, Seltzer GO, Farber DL, Rodbell DT, Finkel RC. 2005b. Early local Last Glacial Maximum in the tropical Andes: Science 308: 678–681. Smith JA, Seltzer GO, Rodbell DT, Klein AG. 2005c. Regional synthesis of last glacial maximum snowlines in the tropical Andes, South America: Quaternary International 138–139: 145–167. Starck D, Anzótegui LM. 2001. The late Miocene climate change: Persistence of climate signal through the orogenic stratigraphic record in northwestern Argentina. Journal of South American Earth Sciences 14: 763–774. DOI: 10.1016/S0895-9811(01)00066-9.

201 Stone JO. (2000). Air pressure and cosmogenic isotope production: J. Geophys. Res. 105 (B10): 23753– 23759. Strahler AN. 1952. Hypsometric (area-altitude) analysis of erosional topography. Geological Society of America Bulletin 63(11): 1117-1142. Strahler AN. 1960. Physical Geography. New York: John Wiley & Sons. Strecker MR, Alonso RN, Bookhagen B, Carrapa B, Hilley GE, Sobel ER, Trauth MH. 2007. Tectonics and climate of the southern central Andes: Annual Review of Earth and Planetary Sciences 35: 747–787. DOI:10.1146/annurev.earth.35.031306.140158. Strudley MW, Murray AB, Haff PK. 2006. Emergence of pediments, tors and piedmont junctions from a bedrock weathering-regolith thickness feedback: Geology 43: 805-808. Summerfield MA, Hulton NJ. 1994. Natural controls of fluvial denudation rate in major world drainage basins: J. Geophys. Res. 99: 13871–13883. Tomlinson A, Mpodozis C, Cornejo P, Ramirez CF, Dumitri T. 1994. El sistema de fallas Sierra de Castillo-Agua Amarga: Transpresion sinistral eocena en la Precordillera de Potrerillos-El Salvador: En 7th Congreso Geológico Chileno, Concepción, Vol. 2, p. 1459-1463. Tomlinson A, Cornejo P, Mpodozis C. 1999. Hoja Potrerillos, Región de Atacama: Servicio Nacional de Geología y Minería, Santiago, Mapas Geológicos 1:100.000, Nº 14, 33 p. Tosdal RM, Clark AH, Farrar E. 1984. Cenozoic polyphase landscape and tectonic evolution of the Cordillera Occidental, southernmost Peru: Geological Society of America Bulletin 95: 1318–1332. Vance D, Bickle M, Ivy-Ochs S, Kubik PW. 2002. Erosion and exhumation in the Himalaya from cosmogenic isotope inventories of river sediments: earth Planet. Sci. Lett. 206: 273– 288. van Husen C. 1967. Klimagliederung in Chile auf der Basis von Häufigkeitsverteilungen der Niederschlagssummen: Freibg. Geogr. Hefte 4: 1–113. Veit H. 1993. Upper Quaternary landscape and climate evolution in the North Chico (Northern Chile): An overview: Mountain Research and development 13(2): 139-144.

202 Veit H. 1996. Southern Westerlies during the Holocene deduced from Geomorphological and Pedological Studies in the Norte Chico, Northern Chile (27-33ºS): Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology 123: 107-119. Victor P, Oncken O, Glodny J. 2004. Uplift of the western Altiplano plateau: Evidence from the Precordillera between 20° and 21° S (northern Chile): Tectonics 23: TC4004. DOI: 10.1029/2003TC001519. Villagrán C, Varela J. 1990. Palynological evidence for increased aridity on the Central Chilean Coast during the Holocene: Quaternary Research 34: 198- 207. von Blanckenburg F. 2005. The control mechanisms of erosion and weathering at basin scale from cosmogenic nuclides in river sediment: Earth Planet. Sci. Lett. 237: 462–479. von Blanckenburg F, Hewawasam T, Kubik P. 2004. Cosmogenic nuclide evidence for low weathering and denudation in the wet tropical Highlands of Sri Lanka: J. Geophys. Res. 109: F03008, doi: 10.1029/2003JF000049. Vuille M, Ammann C. 1997. Regional Snowfall Patterns in the High, Arid Andes (South America): Climate Change 36: 413–123. Vuille M, Keimig F. 2004. Interannual variability of summertime convective cloudiness and precipitation in the central Andes derived from ISCCP-B3 data: J. Clim. 17: 3334– 3348. Weissel JK, Pratson LF, Malinverno A. 1994. The length-scaling properties of topography: J Geophys Res 99: 13997–14012. Welkner D, Arévalo C, Godoy E. 2006. Geología de la carta Freirina-El Morado, región de Atacama, Servicio Nacional de Geología y Minería. Carta Geológica de Chile, serie geología básica, 44, Informe Inédito. Wilson JP, Gallant JC. 2000. Secondary Topographic Attributes. Terrain Analysis: Principles and Applications: J. P. Wilson, Gallant, J. C. New York, John Wiley and Sons: 87-131. Wittmann, H., F. von Blanckenbug, T. Kruesmann, K. P. Norton, and P. W. Kubik (2007), Relation between rock uplift and denudation from cosmogenic nuclides in river sediment in the Central Alps of Switzerland, J. Geophys. Res., 112, F04010, doi: 10.1029/2006JF000729.

203 Wortel MJR. 1984. Spatial and temporal variations in the Andean subduction zone. - Jour. Geol. Soc. London 141: 783-791. Yanites BJ, Tucker GE, Anderson RS. 2009. Numerical and analytical models of cosmogenic radionuclide dynamics in landslide-dominated drainage basins: Journal of geophysical research 114: F01007, doi: 10.1029/2008JF001088 Yáñez G, Ranero C, Von Huene R, Díaz J. 2001. Magnetic anomaly interpretation across the southern central Andes (32°-34°S): The role of the Juan Fernández Ridge in the late Tertiary evolution of the margin: Journal of Geophysical Resarch 106 (B4): 6325-6345. Yáñez G, Cembrano J, Pardo M, Ranero C, Selles D. 2002. The Challenger– Juan Fernández–Maipo major tectonic transition of the Nazca–Andean subduction system at 33–34°S: geodynamic evidence a nd implications: Journal of South American Earth Sciences 15: 23– 38. Zech R, Kull C, Kubik PW, Veit H. 2007. Exposure dating of the Late Glacial and pre-LGM moraines in the Cordon de Doña Rosa, Northern/Central Chile (~31ºS): Climate of the Past Discussions 2: 847-878. Zech R, Kull C, Veit H. 2006. Late Quaternary glacial history in the Encierro Valley, northern Chile (29ºS), deduced from 10Be surface exposure dating: Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology 234: 277-286. Zech R, May JH, Kull C, Ilgner J, Kubik PW, Veit H. 2008. Timing of the late Quaternary glaciation in the Andes from ~15 to 40°S: Journal of Quaternary Science 23, 635–647. Zhang P, Molnar P, Downs WR. 2001. Increased sedimentation rates and grain sizes 2-4 Ma ago due to the influence of climate change on erosion rates: Nature 410: 891-897. DOI: 10.1038/35073504.

204 Apéndice 1

Datos morfométricos de 378 cuencas de orden jerárquico 2 (Strahler, 1952) de las principales cuencas hidrográficas de los Andes semiáridos: Copiapó, Huasco, Elqui, Limarí y Choapa.

Mapa de distribución de las cinco grandes cuencas que cruzan el ante-arco de los Andes semiáridos y de la red de drenaje inscrita en estas cuencas. En color rojo se distinguen los tributarios de orden Strahler 2.

i CUENCA °Lat S °Lon W min alt max alt prom. alt stdv. alt relieve area pendiente hipsometría COPIAPO (msnm) (msnm) (msnm) (msnm) (m) (km2) (°)

Cordillera de la Costa copiapo1 27,40 70,81 35 370 203 57 335 85,20 2 0,51 copiapo2 27,33 70,69 104 727 272 112 623 58,77 6 0,27 copiapo20 27,41 70,58 165 829 325 147 664 59,94 8 0,24 copiapo19 27,45 70,62 167 632 285 76 465 39,62 6 0,25 copiapo59 27,31 70,57 183 1050 414 190 867 70,70 10 0,27 copiapo3 27,28 70,49 253 1141 600 227 888 46,82 13 0,40 copiapo4 27,21 70,34 266 1793 938 388 1527 333,26 9 0,45 copiapo5 27,44 70,43 286 1337 726 191 1051 237,56 11 0,42 copiapo6 27,28 70,26 326 1770 935 257 1444 100,90 12 0,43 copiapo8 27,54 70,30 339 1429 837 164 1090 39,33 11 0,37 copiapo7 27,43 70,35 378 1322 717 177 944 49,82 13 0,36 copiapo71 27,49 70,29 494 1232 774 139 738 25,13 12 0,38 copiapo21 27,34 70,22 510 1137 777 130 627 26,07 10 0,41 copiapo9 27,61 70,31 550 1635 1046 206 1085 104,24 14 0,46 copiapo22 27,38 70,09 571 2159 1112 311 1588 53,52 8 0,35 copiapo23 27,27 70,20 611 1789 1046 233 1178 85,19 10 0,37 copiapo10 27,66 70,28 621 1593 1104 189 972 39,49 13 0,50 copiapo61 27,48 70,04 689 2399 1436 326 1710 165,31 11 0,44 copiapo60 27,46 70,14 690 2185 1090 200 1495 74,33 6 0,27 copiapo11 27,69 70,13 725 2592 1462 340 1867 50,57 17 0,40 copiapo52 27,28 70,08 729 1369 988 131 640 35,50 4 0,41 copiapo53 27,23 70,02 819 1893 1281 199 1074 54,94 6 0,43 copiapo12 27,74 70,09 821 2573 1707 305 1752 38,07 20 0,51 copiapo72 27,54 70,11 825 2392 1424 309 1567 45,45 15 0,39 copiapo54 27,21 70,18 868 1637 1184 168 769 52,65 9 0,42 copiapo55 27,17 70,00 895 2413 1568 317 1518 141,46 10 0,45 copiapo56 27,19 70,07 932 1982 1211 194 1050 39,83 6 0,27 copiapo76 27,83 70,20 958 2054 1398 203 1096 80,06 8 0,40

i copiapo75 27,81 70,27 961 2055 1399 182 1094 88,57 8 0,41 copiapo57 27,11 70,06 988 2391 1440 254 1403 90,37 8 0,32 copiapo58 27,12 70,16 988 1829 1340 184 841 120,03 8 0,42 prom ±stdv 10 ±4 0,39 ±0,08

Cordillera Principal copiapo13 27,87 70,14 912 2035 1608 135 1123 54,93 9 0,62 copiapo14 27,82 69,97 952 3930 2262 584 2978 208,87 17 0,45 copiapo63 27,34 69,85 990 3869 2152 561 2879 150,77 16 0,41 copiapo83 27,86 70,00 999 2995 1760 369 1996 24,79 21 0,39 copiapo84 27,92 69,88 1059 3763 2444 458 2704 141,77 19 0,52 copiapo24 27,24 69,83 1068 2802 1943 355 1734 62,42 18 0,51 copiapo64 27,46 69,93 1170 2768 1889 266 1598 130,21 13 0,45 copiapo25 27,21 69,76 1198 3926 2416 544 2728 82,85 20 0,45 copiapo74 27,94 70,12 1202 2426 1842 181 1224 93,24 11 0,51 copiapo82 28,02 70,05 1230 3061 2115 348 1831 118,46 16 0,49 copiapo77 27,58 69,90 1332 3114 2061 343 1782 43,24 14 0,41 copiapo73 27,55 69,95 1333 2655 1815 221 1322 66,26 11 0,37 copiapo122 28,22 69,90 1366 4134 2713 665 2768 138,84 20 0,49 copiapo65 27,36 69,69 1397 4392 2796 548 2995 242,35 17 0,47 copiapo66 27,43 69,76 1470 3554 2445 442 2084 80,60 16 0,47 copiapo85 28,07 69,80 1483 3855 3061 415 2372 85,19 24 0,67 copiapo67 27,57 69,77 1587 4098 2546 480 2511 262,47 15 0,39 copiapo79 27,78 69,91 1590 3431 2342 379 1841 100,33 15 0,41 copiapo78 27,73 70,00 1592 2556 1858 128 964 31,54 8 0,28 copiapo26 27,17 69,68 1619 3552 2423 359 1933 28,89 19 0,42 copiapo48 27,04 69,92 1634 2230 1796 112 596 44,24 8 0,27 copiapo86 28,01 69,77 1655 3922 3010 471 2267 37,18 25 0,60 copiapo80 27,68 69,75 1679 4235 2967 540 2556 251,08 18 0,51 copiapo81 27,75 69,82 1680 3862 2655 394 2182 130,00 18 0,45 copiapo15 28,42 69,76 1685 5787 4072 890 4102 413,73 27 0,59 copiapo49 27,04 69,79 1687 2973 2226 321 1286 41,69 11 0,42

ii copiapo50 26,97 69,77 1770 3476 2397 436 1706 55,65 8 0,37 copiapo62 26,89 69,79 1819 3689 2535 409 1870 165,71 8 0,39 copiapo51 26,95 69,77 1822 3231 2336 270 1409 59,46 7 0,37 copiapo123 28,26 70,00 1947 3835 2982 397 1888 23,51 19 0,55 copiapo88 27,87 69,66 1989 4037 3149 423 2048 37,34 22 0,57 copiapo116 28,05 69,55 2055 4815 3251 603 2760 150,81 21 0,42 copiapo16 28,24 69,65 2055 4815 3251 603 2760 115,47 19 0,44 copiapo33 27,24 69,48 2113 4632 3160 527 2519 101,04 19 0,42 copiapo34 27,31 69,53 2179 4313 3148 469 2134 60,60 21 0,46 copiapo117 28,07 69,64 2227 4176 3224 367 1949 60,92 18 0,52 copiapo124 28,31 69,88 2228 4132 3325 445 1904 62,69 17 0,57 copiapo37 26,95 69,63 2267 3749 2969 284 1482 84,30 16 0,48 copiapo35 27,36 69,56 2277 4526 3347 495 2249 148,86 20 0,48 copiapo36 27,28 69,66 2279 3938 3066 319 1659 32,12 17 0,48 copiapo125 28,33 70,00 2309 4232 3422 403 1923 32,04 18 0,58 copiapo129 28,37 69,89 2333 4491 3468 542 2158 99,15 19 0,53 copiapo32 27,20 69,42 2438 4746 3528 510 2308 43,72 20 0,48 copiapo31 27,15 69,40 2442 4476 3414 431 2034 104,20 18 0,48 copiapo38 27,01 69,51 2552 3888 3128 282 1336 42,88 16 0,43 copiapo89 27,79 69,54 2578 4113 3376 290 1535 80,00 18 0,52 copiapo119 28,24 69,53 2605 5518 4174 612 2913 222,87 26 0,54 copiapo118 28,14 69,57 2610 4881 3665 466 2271 64,53 27 0,47 copiapo90 27,73 69,40 2630 4950 3735 437 2320 69,77 21 0,48 copiapo120 28,33 69,69 2639 5034 3790 606 2395 31,03 27 0,49 copiapo121 28,34 69,74 2642 4940 3623 482 2298 44,15 21 0,43 copiapo39 26,97 69,43 2643 4538 3398 321 1895 89,38 16 0,40 copiapo126 28,47 69,85 2670 4951 3852 489 2281 116,19 22 0,52 copiapo91 27,66 69,56 2687 4396 3661 360 1709 54,76 19 0,57 copiapo115 27,98 69,56 2737 4387 3589 340 1650 90,97 20 0,52 copiapo68 27,46 69,57 2741 4692 3707 385 1951 92,76 20 0,50 copiapo40 26,92 69,43 2742 4523 3411 365 1781 53,34 14 0,38 copiapo41 26,84 69,51 2796 4085 3281 240 1289 30,14 15 0,38 copiapo44 26,82 69,38 2852 4730 3600 332 1878 98,63 13 0,40

iii copiapo45 26,78 69,47 2904 4248 3466 267 1344 76,85 15 0,42 copiapo69 27,58 69,60 2925 4474 3585 313 1549 97,93 17 0,43 copiapo70 27,53 69,54 2934 4687 3739 343 1753 61,82 19 0,46 copiapo28 27,02 69,30 3016 4911 3825 419 1895 48,92 17 0,43 copiapo27 26,98 69,32 3017 4863 3849 344 1846 99,15 17 0,45 copiapo30 27,14 69,28 3041 4907 4022 350 1866 87,84 17 0,53 copiapo29 27,07 69,24 3047 4978 3914 422 1931 87,29 18 0,45 copiapo96 27,53 69,47 3055 4652 3924 276 1597 54,82 19 0,55 copiapo114 27,85 69,55 3057 4182 3604 250 1125 42,87 16 0,49 copiapo113 27,90 69,51 3066 4281 3752 223 1215 47,77 17 0,57 copiapo112 27,97 69,40 3156 4352 3707 241 1196 54,42 16 0,46 copiapo97 27,44 69,31 3198 4929 4150 447 1731 86,34 18 0,56 copiapo98 27,45 69,46 3221 4531 3807 334 1310 40,89 21 0,45 copiapo99 27,37 69,46 3272 4324 3652 264 1052 47,51 14 0,37 copiapo110 28,08 69,30 3277 5023 4041 383 1746 232,11 16 0,44 copiapo43 26,84 69,25 3281 4857 4110 340 1576 106,11 16 0,53 copiapo42 26,91 69,24 3283 4954 4012 300 1671 159,91 16 0,44 copiapo100 27,36 69,33 3326 4844 3825 338 1518 69,43 16 0,33 copiapo101 27,30 69,41 3334 4749 3698 282 1415 50,07 15 0,26 copiapo18 28,35 69,63 3337 5757 4559 444 2420 47,56 28 0,51 copiapo17 28,33 69,57 3369 5750 4621 492 2381 62,17 26 0,53 copiapo107 27,80 69,26 3445 5738 4246 417 2293 163,51 17 0,35 copiapo102 27,33 69,25 3456 5281 4336 356 1825 85,90 14 0,49 copiapo104 27,25 69,36 3489 4742 3970 281 1253 34,26 18 0,39 copiapo103 27,27 69,23 3493 5430 4193 376 1937 73,94 15 0,37 copiapo47 26,70 69,33 3501 5282 3984 283 1781 46,12 18 0,28 copiapo46 26,74 69,28 3507 5298 4121 365 1791 62,08 18 0,35 copiapo92 27,76 69,33 3542 5473 4450 373 1931 52,93 21 0,48 copiapo127 28,56 69,76 3551 5680 4405 519 2129 117,42 21 0,38 copiapo128 28,63 69,76 3551 5599 4805 465 2048 30,04 26 0,60 copiapo93 27,71 69,28 3556 5862 4600 471 2306 88,39 17 0,46 copiapo87 28,11 69,37 3596 5180 4210 309 1584 113,82 20 0,39 copiapo95 27,57 69,30 3601 5023 4267 249 1422 57,77 14 0,47

iv copiapo111 28,16 69,44 3606 5509 4505 399 1903 75,77 22 0,48 copiapo94 27,63 69,25 3617 5406 4313 310 1789 89,03 13 0,39 copiapo109 27,89 69,14 3618 5465 4514 320 1847 160,41 16 0,49 copiapo108 27,78 69,17 3619 5866 4676 410 2247 197,27 16 0,48 copiapo105 27,24 69,19 3751 5984 4359 311 2233 114,91 14 0,28 copiapo106 27,20 69,32 3754 4747 4085 150 993 52,87 14 0,34 prom ±stdv 18 ±4 0,46 ±0,08

v CUENCA °Lat S °Lon W min alt max alt prom. alt stdv. alt relieve area pendiente hipsometría HUACO (msnm) (msnm) (msnm) (msnm) (m) (km2) (°)

Cordillera de la Costa huasco1 28,56 71,15 34 1236 456 219 1202 76 13 0,36 huasco2 28,47 70,98 106 1208 450 212 1102 38 12 0,32 huasco3 28,60 71,02 109 1410 604 269 1301 86 13 0,39 huasco4 28,49 70,91 153 1213 498 205 1060 47 12 0,33 huasco5 28,60 70,94 193 1484 641 282 1291 74 14 0,35 huasco6 28,50 70,82 211 1151 553 170 940 92 10 0,37 huasco7 28,70 70,94 335 1666 887 293 1331 255 14 0,42 huasco8 28,73 70,83 335 1416 804 230 1081 290 10 0,44 huasco9 28,63 70,76 280 1148 591 147 868 72 6 0,36 huasco10 28,48 70,69 463 1149 702 115 686 92 5 0,35 huasco11 28,52 70,62 463 1736 935 267 1273 44 11 0,38 huasco12 28,56 70,69 348 1237 652 144 889 42 4 0,35 huasco13 28,54 70,51 711 2822 1678 436 2111 208 18 0,46 huasco14 28,61 70,56 715 2324 1292 321 1609 58 15 0,36 huasco15 28,76 70,58 617 2676 1442 375 2059 93 16 0,41 huasco16 28,84 70,62 1156 2614 1673 306 1458 60 15 0,36 huasco17 28,89 70,64 1157 2205 1632 236 1048 41 14 0,46 prom ±stdv 12 ± 4 0,38 ± 0,04

Cordillera Principal occidental huasco18 28,70 70,44 747 2788 1993 381 2041 41 20 0,62 huasco19 28,85 70,51 797 2822 2009 325 2025 97 20 0,60 huasco20 29,56 70,29 2609 5114 3905 473 2505 124 25 0,52 huasco21 29,20 70,44 1658 4275 3345 561 2617 59 23 0,65 huasco22 29,11 70,33 1751 4142 3239 486 2391 38 27 0,63 huasco23 29,21 70,25 2804 4948 3960 424 2144 34 23 0,54 huasco24 29,26 70,21 2791 5319 4129 462 2528 114 28 0,53

vi huasco25 29,26 70,42 2088 4216 3643 374 2128 42 19 0,74 huasco26 29,31 70,38 2130 4108 3145 431 1978 25 25 0,52 huasco27 29,34 70,40 2170 4201 3400 364 2031 50 23 0,61 huasco28 29,38 70,39 2189 4161 3372 266 1972 34 22 0,60 huasco29 29,35 70,22 2417 4932 3923 543 2515 32 28 0,60 huasco33 29,45 70,37 2282 4930 3580 456 2648 186 24 0,49 huasco34 29,61 70,25 2859 5139 4170 426 2280 57 23 0,58 huasco39 28,72 70,36 849 3323 2215 402 2474 127 20 0,56 huasco40 28,78 70,32 924 3312 2416 391 2388 33 22 0,63 huasco41 28,79 70,10 1481 4262 3262 588 2781 157 22 0,65 huasco42 28,72 70,25 1662 3315 2656 291 1653 41 20 0,61 huasco43 28,74 70,14 1884 3888 3010 371 2004 42 20 0,57 huasco44 28,67 70,16 1889 4537 3205 452 2648 186 19 0,50 huasco45 28,88 70,18 1106 3896 2699 628 2790 60 25 0,58 huasco46 29,03 70,34 1583 4118 2965 463 2535 64 25 0,55 huasco47 29,11 70,25 1586 4879 3197 659 3293 146 28 0,49 huasco54 28,70 70,03 3055 4510 3910 165 1455 42 11 0,59 huasco56 28,65 70,02 3472 4531 4010 198 1059 28 13 0,51 huasco57 28,61 69,96 3462 4468 3928 174 1006 66 13 0,47 prom ±stdv 22 ± 4 0,57 ± 0,06

Cordillera Principal oriental huasco30 29,47 70,11 2665 5471 4055 513 2806 278 26 0,50 huasco31 29,33 70,10 2949 5392 4212 487 2443 83 30 0,52 huasco32 29,39 70,06 2952 5466 4458 573 2514 93 26 0,60 huasco35 29,68 70,16 3187 5144 4061 409 1957 51 22 0,45 huasco36 29,70 70,06 3179 5029 4036 366 1850 127 26 0,47 huasco37 29,64 70,05 2933 5044 4038 420 2111 169 24 0,53 huasco38 29,58 70,03 2941 5054 4048 390 2113 249 23 0,53 huasco48 29,07 70,01 1493 5259 3512 739 3766 217 29 0,54 huasco49 29,19 70,03 2361 5471 4066 543 3110 161 28 0,55 huasco50 29,25 70,07 2682 5587 4223 571 2905 133 27 0,54

vii huasco51 29,22 70,15 2686 5296 4021 467 2610 92 26 0,52 huasco52 28,97 69,99 1782 5067 3568 755 3285 80 29 0,55 huasco53 28,71 69,82 2713 5592 4237 614 2879 316 22 0,53 huasco55 28,99 69,77 3081 5630 4441 613 2549 24 29 0,54 huasco58 28,81 69,77 2327 5460 4176 521 3133 224 21 0,60 huasco59 28,95 69,78 2838 5783 4124 663 2945 41 28 0,44 huasco60 29,05 69,89 3025 5480 4117 363 2455 162 22 0,45 huasco61 29,08 69,81 3063 6142 4354 603 3079 123 25 0,42 prom ±stdv 26 ± 3 0,52 ± 0,05

viii CUENCA °Lat S °Lon W min alt max alt prom. alt stdv. alt relieve area pendiente hipsometría ELQUI (msnm) (msnm) (msnm) (msnm) (m) (km2) (°)

Cordillera de la Costa elqui1 29,74 71,10 313 1499 735 228 1186 113,68 13 0,36 elqui2 29,81 70,95 420 1694 1232 193 1274 84,50 14 0,64 elqui3 29,69 70,85 412 2579 1422 339 2167 303,60 14 0,47 elqui4 29,64 71,00 511 1882 1165 271 1371 87,29 20 0,48 elqui5 29,62 70,91 505 1819 1162 191 1314 172,82 13 0,50 elqui6 30,03 71,09 147 1238 562 212 1091 64,86 15 0,39 elqui7 29,94 70,99 227 1118 732 188 891 38,60 16 0,57 elqui8 30,09 71,05 238 1501 738 240 1263 87,10 14 0,40 elqui9 30,14 70,97 337 1546 958 247 1209 274,91 17 0,52 elqui10 30,14 70,87 333 2258 1221 343 1925 244,25 19 0,47 elqui11 29,89 70,95 472 1406 882 188 934 26,60 17 0,44 elqui12 29,92 70,77 974 3331 1936 501 2357 72,87 18 0,41 elqui13 29,88 70,77 972 1908 1521 189 936 32,14 16 0,59 elqui14 29,83 70,87 870 1689 1351 123 819 33,13 12 0,59 elqui15 29,75 70,80 926 2373 1582 279 1447 103,32 12 0,46 elqui16 29,83 70,66 1122 3360 2293 527 2238 59,71 23 0,53 elqui17 29,78 70,63 1411 3533 2525 514 2122 50,93 22 0,53 elqui18 29,73 70,62 1556 3737 2571 538 2181 39,03 21 0,47 elqui19 29,71 70,69 1556 3539 2260 350 1983 32,48 19 0,36 elqui20 29,96 70,82 434 1824 1034 256 1390 43,72 18 0,44 elqui21 30,09 70,83 623 1481 1004 178 858 38,92 18 0,45 elqui22 30,22 70,72 1040 2720 1915 411 1680 60,84 22 0,53 elqui23 30,20 70,63 1039 3551 2175 571 2512 97,35 25 0,46 elqui24 30,12 70,71 517 3480 1360 545 2963 132,19 21 0,29 elqui25 29,92 70,68 520 3421 1614 619 2901 100,59 22 0,38 elqui26 29,98 70,68 632 3197 1495 552 2565 49,99 22 0,34 elqui27 30,09 70,56 736 3567 2191 706 2831 98,36 30 0,52

ix prom ± stdv 18 ±4 0,47 ±0,08

Cordillera Principal occidental elqui28 30,03 70,40 929 4658 3103 837 3729 173,56 31 0,59 elqui29 30,25 70,42 1597 4506 3208 662 2909 51,95 32 0,56 elqui30 30,40 70,38 2083 5535 3713 491 3452 223,02 26 0,48 elqui31 30,33 70,40 2093 4485 3602 492 2392 70,36 27 0,64 elqui32 30,30 70,37 2397 4450 3796 423 2053 26,74 26 0,69 elqui35 29,92 70,56 924 3410 2116 603 2486 42,41 30 0,48 elqui36 29,87 70,57 991 3482 2330 572 2491 52,67 27 0,54 elqui37 29,94 70,42 995 4353 3078 736 3358 79,50 28 0,63 elqui38 29,81 70,54 1092 3483 2481 624 2391 61,24 25 0,59 elqui39 29,78 70,42 1415 3970 2760 555 2555 26,63 34 0,53 elqui40 29,69 70,29 3160 5201 4271 412 2041 70,56 23 0,55 elqui41 29,63 70,35 3182 5114 4177 386 1932 59,98 22 0,52 elqui42 29,66 70,52 2008 3537 2943 323 1529 55,70 21 0,62 elqui43 29,48 70,47 2580 4735 3456 343 2155 235,74 19 0,41 elqui44 29,59 70,39 2583 5114 4023 487 2531 39,11 25 0,57 elqui45 29,90 70,39 1116 4307 3027 692 3191 57,20 30 0,60 elqui46 29,74 70,28 2251 5214 3910 572 2963 52,15 30 0,56 elqui47 30,16 70,30 1714 4532 3324 649 2818 51,89 34 0,58 elqui48 29,76 70,19 2236 5623 3989 501 3387 157,93 25 0,52 elqui49 29,83 70,17 1281 5631 3684 794 4350 139,69 29 0,56 elqui50 30,11 70,24 1975 4727 3786 491 2752 117,77 28 0,66 elqui51 30,18 70,17 2892 4715 3937 293 1823 49,35 22 0,58 elqui53 29,91 70,16 1877 4829 3519 688 2952 49,44 33 0,56 prom ±stdv 27 ±4 0,57 ±0,06

Cordillera Principal oriental elqui33 30,43 70,16 2996 5260 3969 367 2264 165,14 22 0,43 elqui34 30,33 70,18 3020 5141 4067 398 2121 26,21 25 0,50 elqui52 30,27 70,14 2879 5275 4071 404 2396 134,08 25 0,50

x elqui54 29,98 70,02 2241 4029 3188 382 1788 33,02 19 0,53 elqui55 29,89 69,92 2568 6130 4265 478 3562 207,06 20 0,48 elqui56 29,80 70,00 2576 5596 4007 484 3020 156,46 25 0,48 elqui57 30,03 69,97 2225 6115 3882 659 3890 181,66 24 0,43 elqui58 30,12 69,96 2470 5527 4162 584 3057 83,94 29 0,56 elqui59 30,36 69,94 3405 5917 4251 391 2512 58,81 27 0,34 elqui60 30,21 69,90 3175 6214 4477 557 3039 278,76 28 0,43 elqui61 30,33 70,07 3329 5254 4201 328 1925 60,89 26 0,46 elqui62 30,37 70,01 3418 5170 4231 349 1752 46,20 28 0,47 Prom ±stdv 25 ±3 0,47 ±0,06

xi CUENCA °Lat S °Lon W min alt max alt prom. alt s tdv. alt relieve area pendiente hipsometría LIMARI (msnm) (msnm) (msnm) (msnm) (m) (km2) (°)

Cordillera de la Costa limari1 30,63 71,57 61 612 310 104 551 46,58 7 0,33 limari2 30,62 71,52 42 353 212 48 311 38,08 5 0,27 limari3 30,81 71,51 102 687 350 96 585 119,15 7 0,36 limari4 30,85 71,44 103 847 434 150 744 119,90 10 0,40 limari5 30,70 71,40 74 348 209 48 274 73,85 3 0,27 limari6 30,71 71,33 104 360 238 26 256 38,01 2 0,37 limari7 30,82 71,33 138 862 365 162 724 63,76 10 0,29 limari8 30,73 71,20 155 1097 503 261 942 196,52 9 0,37 limari9 30,87 71,13 230 1436 780 212 1206 73,77 13 0,46 limari10 30,91 71,28 254 1086 651 155 832 46,52 14 0,48 limari11 31,01 71,19 541 1236 829 132 695 84,44 9 0,42 limari12 30,93 71,14 540 1353 751 121 813 101,07 8 0,26 limari13 30,52 71,30 234 1239 521 176 1005 63,27 13 0,29 limari14 30,49 71,24 234 1093 506 169 859 126,33 11 0,32 limari15 30,66 71,21 154 1088 311 180 934 28,15 6 0,16 limari16 30,48 71,14 191 1314 536 188 1123 265,07 10 0,31 limari17 30,32 71,14 488 1529 823 172 1041 126,29 14 0,31 limari18 30,31 71,03 488 1525 1056 209 1037 74,72 15 0,55 limari19 30,52 70,99 431 1669 1017 296 1238 56,48 18 0,48 limari20 30,48 70,96 470 1669 967 240 1199 29,46 17 0,42 limari21 30,26 70,96 783 1475 1067 148 692 31,65 14 0,42 limari22 30,28 70,86 783 2089 1351 309 1306 89,52 15 0,44 limari23 30,46 70,89 600 1713 1301 249 1113 59,02 18 0,64 limari24 30,46 70,83 722 1834 1339 196 1112 84,94 19 0,56 limari25 30,46 70,66 939 3475 1971 519 2536 132,23 21 0,41 limari26 30,50 70,77 1189 2425 1568 201 1236 30,84 16 0,31 limari27 30,49 70,73 1193 2888 1954 376 1695 32,18 22 0,45

xii limari33 30,58 70,97 445 1937 1068 338 1492 122,91 17 0,42 limari34 30,63 71,00 448 1084 790 122 636 25,45 14 0,54 limari35 30,63 70,92 424 1809 908 261 1385 92,06 16 0,34 limari40 30,69 70,79 695 2984 1416 493 2289 39,17 24 0,26 limari53 30,77 71,03 359 1163 620 171 804 61,13 12 0,30 limari54 30,84 71,05 437 1406 850 134 969 80,51 12 0,43 limari55 30,89 70,87 589 2505 1459 430 1916 51,00 24 0,46 limari56 30,97 70,84 713 2618 1388 312 1905 65,67 18 0,36 limari57 31,00 70,91 714 2079 1169 275 1365 65,49 16 0,34 limari58 30,94 71,09 528 1402 810 166 874 29,96 12 0,32 limari59 31,13 71,14 753 1396 955 139 643 52,42 8 0,31 limari60 31,16 71,23 802 1486 985 111 684 73,37 7 0,27 limari61 31,15 71,19 803 1542 994 150 739 27,52 8 0,26 limari62 31,13 70,93 795 2840 1180 348 2045 48,09 12 0,19 limari63 31,06 70,86 800 2800 1635 433 2000 64,85 20 0,42 limari66 31,17 71,12 716 1415 1014 127 699 55,47 9 0,43 limari69 31,24 71,07 851 1500 1044 139 649 42,77 10 0,30 prom ±stdv 13 ±5 0,37 ±0,1

Cordillera Principal limari28 30,45 70,44 2152 4642 3681 481 2490 55,91 28 0,62 limari29 30,59 70,38 2552 4414 3690 329 1862 70,81 25 0,62 limari30 30,48 70,35 2578 5108 3818 406 2530 93,85 26 0,49 limari31 30,63 70,31 3395 4461 3884 226 1066 43,59 19 0,46 limari32 30,67 70,27 3399 4698 4004 252 1299 39,95 23 0,47 limari36 30,56 70,81 973 1945 1471 175 972 35,40 19 0,52 limari37 30,63 70,74 1068 3250 2168 538 2182 56,81 24 0,51 limari38 30,53 70,64 1366 4053 2601 614 2687 112,14 22 0,46 limari39 30,60 70,64 1364 4086 2740 566 2722 160,57 21 0,51 limari41 30,68 70,69 847 3764 2303 669 2917 107,24 22 0,49 limari42 30,66 70,51 1216 4582 3235 659 3366 245,30 26 0,61 limari43 30,69 70,34 2958 4565 3823 285 1607 33,33 23 0,54

xiii limari44 30,73 70,29 2958 4817 3792 304 1859 66,74 22 0,45 limari45 30,91 70,62 845 3793 2180 654 2948 139,29 28 0,46 limari46 30,79 70,40 1267 4393 3178 735 3126 263,79 26 0,62 limari47 30,86 70,52 1268 4263 2864 671 2995 128,92 27 0,54 limari48 31,09 70,68 1124 3554 2398 534 2430 120,80 27 0,53 limari49 31,16 70,55 1230 3843 2892 564 2613 240,51 24 0,64 limari50 31,08 70,50 1377 3958 2720 613 2581 132,79 27 0,53 limari51 30,90 70,39 1886 4332 3398 452 2446 119,26 24 0,62 limari52 31,03 70,36 1881 4360 3224 461 2479 312,49 25 0,55 limari64 31,19 70,68 1215 4090 2826 629 2875 319,81 24 0,57 limari65 31,20 70,79 1218 3828 2521 632 2610 91,25 26 0,50 limari67 31,29 70,76 1546 4047 3033 593 2501 81,45 23 0,60 limari68 31,33 70,81 1544 4058 2866 610 2514 69,43 22 0,53 limari70 31,30 70,94 892 3919 2157 843 3027 179,58 17 0,42 limari71 31,31 71,04 893 2120 1441 254 1227 86,97 17 0,45 limari72 30,53 70,22 3118 5539 4238 394 2421 84,38 25 0,47 prom ±stdv 24 ±3 0,53 ±0,06

xiv CUENCA °Lat S °Lon W min alt max alt prom. alt stdv. alt relieve area pendiente hipsometría CHOAPA (msnm) (msnm) (msnm) (msnm) (m) (km2) (°)

Cordillera de la Costa choapa1 31,52 71,35 52 1372 589 261 1320 127,19 17 0,41 choapa2 31,46 71,41 254 919 524 124 665 36,49 11 0,41 choapa3 31,27 71,42 289 1548 805 211 1259 274,18 14 0,41 choapa4 31,43 71,33 360 1243 722 159 883 37,89 17 0,41 choapa5 31,30 71,33 537 1415 1006 159 878 42,33 16 0,54 choapa6 31,23 71,29 526 1518 1018 155 992 114,52 15 0,50 choapa7 31,39 71,18 521 1818 1044 235 1297 91,25 18 0,41 choapa8 31,26 71,22 579 1532 962 179 953 78,53 14 0,41 choapa9 31,25 71,15 652 1524 1023 168 872 69,26 14 0,43 choapa10 31,32 71,11 654 2056 1338 303 1402 55,19 19 0,49 choapa11 31,57 71,25 52 1440 727 287 1388 199,24 16 0,49 choapa12 31,66 71,07 327 1577 865 252 1250 87,29 18 0,44 choapa13 31,49 71,14 524 1480 987 166 956 73,69 15 0,49 choapa14 31,39 71,10 676 2057 1243 305 1381 64,15 18 0,42 choapa15 31,42 71,07 678 1893 1114 262 1215 39,82 15 0,36 choapa16 31,46 70,96 762 3670 1661 616 2908 59,07 21 0,31 choapa17 31,42 70,92 945 3494 1870 595 2549 39,39 22 0,37 choapa18 31,37 70,94 942 3537 1545 490 2595 73,77 18 0,24 choapa19 31,63 70,97 484 2401 1337 400 1917 89,69 23 0,45 choapa20 31,53 70,96 619 1912 1319 299 1293 49,63 19 0,55 choapa21 31,49 70,87 674 3790 1714 629 3116 89,38 19 0,34 choapa28 31,76 71,26 192 1231 578 204 1039 77,77 14 0,38 choapa29 31,84 71,19 418 1234 677 153 816 32,24 11 0,32 choapa30 31,86 71,12 420 1558 879 243 1138 58,06 16 0,41 choapa31 31,73 71,00 355 2031 910 342 1676 80,35 18 0,34 choapa32 31,85 71,06 405 1575 976 286 1170 48,22 19 0,49 choapa33 31,92 70,97 594 1624 1120 216 1030 32,88 18 0,51 choapa34 32,02 70,90 692 3104 1607 455 2412 182,93 19 0,37

xv choapa35 31,97 70,83 703 2414 1383 346 1711 75,65 18 0,39 prom ±stdv 17 ±3 0,42 ±0,07

Cordillera Principal choapa22 31,62 70,81 1043 2788 2133 342 1745 28,80 20 0,63 choapa23 31,60 70,70 1042 4259 2632 768 3217 132,95 26 0,50 choapa24 31,49 70,62 1463 4233 3251 506 2770 179,91 26 0,65 choapa25 31,40 70,75 1600 4118 3213 500 2518 43,86 28 0,65 choapa26 31,36 70,61 2493 4106 3276 315 1613 95,12 20 0,49 choapa27 31,38 70,56 2495 4240 3450 362 1745 74,38 23 0,55 choapa36 31,68 70,85 762 2792 1763 456 2030 47,38 23 0,50 choapa37 31,77 70,77 960 2799 1924 392 1839 31,33 28 0,53 choapa38 31,65 70,74 1158 2788 1965 360 1630 54,55 23 0,50 choapa39 31,58 70,58 2279 4420 3458 427 2141 65,00 25 0,56 choapa40 31,65 70,55 2301 4325 3499 377 2024 78,12 22 0,60 choapa41 31,99 70,75 684 3310 2025 737 2626 150,28 20 0,52 choapa42 31,81 70,67 849 3811 2064 610 2962 205,41 23 0,42 choapa43 31,89 70,52 1060 4281 2629 777 3221 90,71 25 0,49 choapa44 31,75 70,55 1483 4156 3024 633 2673 73,64 22 0,58 choapa45 31,73 70,48 1895 4501 3426 460 2606 74,92 27 0,59 choapa46 31,81 70,47 1910 4534 3424 510 2624 45,54 29 0,58 choapa47 32,08 70,57 1280 3575 2506 532 2295 189,01 21 0,54 choapa48 31,93 70,47 1569 4159 3068 494 2590 58,63 26 0,58 choapa49 31,93 70,28 3157 5010 3978 348 1853 71,29 25 0,45 choapa50 32,03 70,29 3151 5050 3819 301 1899 128,98 19 0,36 choapa51 32,09 70,39 1996 4272 3305 456 2276 118,27 27 0,58 choapa52 32,16 70,47 2402 3705 3314 183 1303 29,39 16 0,70 choapa53 32,20 70,32 2952 4249 3538 221 1297 71,10 20 0,46 choapa54 32,25 70,38 2954 4269 3542 222 1315 75,78 18 0,45 prom ±stdv 23 ±3 0,54 ±0,08

xvi Apéndice 2:

Descripción de figuras y tablas en lengua francesa.

Figures Figure 1.1 : Carte des cinq grands bassin-versants qui traversent l’avant-arc des Andes semi-arides et du réseau de drainage dans ces bassin-versants. La couleur rouge indique les tributaires de 2ème ordre selon la terminologie de Strahler. Figura 1.2: (A) Esquema que señala los parámetros en la construcción de curvas hipsométricas. (B) Variación de la geometría de curvas hipsométricas para diferentes grados de erosión fluvial (izquierda) y glacial (derecha) de un paisaje. Figure 1.3 : Carte indiquant, en vert, la zone dont les structures géomorphologiques ont été cartogtaphiées ; en jaune, les zones appartenant au bassin-versant de la vallée du Transito. Le carré violet indique la couverture aéro- photographique de la Vallée de El Encierro. Les points de couleur rouge montrent la localisation des échantillons prélevés pour datation par la méthode du 14C et les points de couleur bleu clair celle des échantillons prélevés pour datation par concentration de 10Be. Figure 1.4 : (A) Schéma qui représente la dilatation et l’érosion postérieure de la section transversale d'un MNT (Modèle Numérique de Terrain) en considérant une largeur de vallée (λ) de L pixels. (B) Schéma qui représente la fonction BTH (Black Top Hat) avec soustraction entre l'image de fermeture du modèle d'élévation et celle du modèle initial. Le choix d’une valeur umbrel (u) permet d’éliminer les artefacts générés par le bruit topographique du modèle d'élévation initial. Modifié de Riquelme et al. (2008). Figure 1.5 : Carte montrant, en jaune, la zone du bassin versant du fleuve Huasco où le taux d'érosion a été calculé par la méthode Black Top Hat. La ligne de couleur verte différencie le réseau de drainage du bassin-versant de la Vallée du Rio Carmen de celui de la Vallée du Transito. Figure 1.6 : Dessin montrant comment les sédiments récoltés dans différentes positions du système fluvial représentent un ensemble de particules issues des surfaces (S) situées en amont. La concentration (C) en nucléides cosmogéniques dans les sédiments dépend du taux de production (P), de la profondeur

i d'absorption (Z), de la désintégration radioactive (λ) )et de l'érosion des surfaces (ε),comme est décrit dans l'équation 5. Si le flux entrant par production dans les différentes surfaces égale le flux sortant résultant des processus d’érosion dM/dt (exprimé en kg.a-1), le bassin se trouve dans un état isotopique stable. Divisant ce flux par la surface (A) et la densité de la roche qui compose cette surface, on obtient le taux d'érosion moyen pour les surfaces situées en amont du point échantillonné. Figure 1.7 : Carte montrant la position des échantillons de sédiments fluviátiles prélevés dans le bassin-versant du fleuve Huasco. Les lignes rouges indiquent les limites des bassin-versants drainés à l’amont de chaque échantillon. Les surfaces rouges correspondent aux zones granitiques et granodioritiques des bassin- versants. Figure 1.8 : Courbe de calibration entre 10750 et 10400 années BP (“Before Present”). Comme exemple de calibration, nous considérons un des échantillons prélevés dans la vallée du fleuve Huasco (HPN-120108-2), dont l’âge mesuré est de 9260 ± 60 ans BP. A la suite de la correction du rapport 13C/12C, on obtient un âge conventionnel de 9360 ± 60 ans BP. En tenant compte d’une incertitude égale à 2 sigmas, la calibration indique un âge pouvant varier entre 10720 et 10240 ans BP, considéré comme une valeur valable à 95% de confiance de l’âge du carbone contenu dans l’échantillon. Figure 2.1 : (A) Principales structures tectoniques et segmentation des Andes dans notre zone d’étude. (B) Carte géologique régionale des Andes semi-arides, simplifiée de la carte du Sernageomin (2003). La carte indique la position du système de Failles d’Atacama (SFA), de la faille Vicuña – San Félix (FVSF), de la Faille Baños del Toro – El Encierro (FBTE), ainsi que les limites des 5 principaux bassin-versants qui recouvrent l’avant-arc andin. Figure 2.2 : Cadre géologique régional de la partie inférieure du bassin du fleuve Huasco. Les trois systèmes principaux de failles orientés NNE-SSW sont reportés, d’après Arévalo et al. (2003) : zone de Cisaillement d’Infiernillo, système chevauchant de Los Colorados, et zone de cisaillement d’Algarrobo. Géologie et structures simplifiées à partir des travaux de Moscoso et al. (1982) et de Welkner et al. (2006).

ii Figure 2.3 : (A) segmentation climatique et principaux facteurs qui contrôlent le climat des Andes centrales. (B) gradient N-S de précipitations dans les Andes semi-arides. Les courbes en mm/an ont été obtenues par krigeage des mesures des stations météorologiques sur la période 1964-1990 (d’après Barichivich et al., 2008). On a reporté la segmentation morpho-structurale décrite dans le chapitre précédent. Figure 2.4 : Mesures pluviométriques mesurées par la Direction Générale des Eaux du Chili pour les vallées des fleuves Huasco et Elqui. (A) Précipitations moyennes annuelles et (B) mensuelles mesurées entre 1995 et 2006 dans le bassin du fleuve Huasco. (C) Précipitations moyennes annuelles dans le bassin du fleuve Elqui, d’après Favier et al. (2009). Figure 2.5 : Débit et charge sédimentaire mesurés à la station fluviométrique du fleuve Huasco à Algodones (750 mètres d’altitude). Figure 3.1 : Carte de pentes en degrés. On a reporté les limites des bassin- versants (fines lignes noires), les principaux réseaux de drainage (rouge) et les limites des principales unités morpho-structurales (lignes noires épaisses). La carte a été obtenue à partir d’un modèle numérique de terrain de ~90 mètres de résolution horizontale. On a appliqué un filtre de valeur moyenne appliqué sur une fenêtre de 15 pixels (voir détails en chapitre 1). Les zones correspondant à des surfaces planes (<4°) peu incisées apparaissent en blanc. Les zones de thalwegs (pentes entre 4 et 35°) apparaissent en bleu, et le s pentes plus fortes apparaissent en jaune. Figure 3.2 : Relation entre la pente moyenne et l’altitude de l’exutoire des bassins tributaires d’ordre Strahler 2 pour les cinq bassins-versants principaux de l’avant- arc des Andes semi-arides : (A) fleuve Copiapo, (B) Huasco, (C) Elqui, (D) Limari et (E) Choapa. Losanges bleus : bassins de la Cordillère de la Côte ; Bassins de la Cordillère Principale occidentale : losanges rouges ; Bassins de la Cordillère Principale orientale : losanges verts. Les lignes tiretées indiquent la pente moyenne calculée pour l’ensemble des bassins de la Cordillère de la Côte, de la Cordillère principale occidentale et orientale. Figure 3.3 : Courbes hypsométriques des cinq bassin-versants considérés et de leurs bassins tributaires d’ordre 2 selon la terminologie de Strahler. Du nord au sud, les bassins considérés sont ceux des fleuves (A) Copiapo, (B) Huasco, (C) Elqui, (D) Limari et (E) Choapa. De gauche à droite, on présente pour chaque

iii bassin : la courbe et l’intégrale hypsométrique globale, les courbes et intégrales hypsométriques des tributaires d’ordre 2, la moyenne des courbes hypsométriques des tributaires. On différencie les courbes de la Cordillère de la Côte (courbes bleues), de la Cordillère principale occidentale (rouges) et orientale (vertes). Figure 3.4 : (A) Carte des bassins tributaires d’ordre 2 des cinq bassins-versants principaux de l’avant-arc des Andes semi-arides. Les couleurs vertes-bleues indiquent la valeur de leur intégrale hypsométrique. On a reporté les limites des principales unités morpho-structurales. (B) Valeurs d’intégrales hypsométriques en fonction de l’altitude de l’exutoire des bassin-versants tributaires d’ordre 2. Cordillère de la Côte : losanges rouges ; Cordillère Principale occidentale : losanges rouges ; Cordillère Principale orientale : losanges verts. Les lignes horizontales montrent la moyenne des valeurs d’intégrales hypsométriques pour chaque unité structurale. La courbe noire correspond à la parabole qui reproduit le mieux la tendance pour chaque bassin-versant principale, et la ligne pointillée verticale montre l’altitude correspondant au maximum de cette parabole. Figure 3.5: Profils topographiques indiquant l’altitude minimale, moyenne et maximale sur une bande E-W de 145 km de largeur au niveau du fleuve Huasco. L’altitude minimale correspond au thalweg des cours d’eaux principaux. Elle se situe moins de 1 km sous la courbe correspondant à l’altitude moyenne dans la Cordillère de la Côte, et 2 km dans la Cordillère principale. L’altitude moyenne correspond aux surfaces de pédiments perchées au niveau des interfluves (voir Figure 4.2, Chapitre 4). Alors que les pédiments se situent vers 1000 mètres d’altitude dans la Cordillère de la Côte, on les trouve vers 3000±500 mètres dans la Cordillère principale occidentale, et vers 4000 mètres dans la Cordillère principale orientale. La différence d’altitude entre les pédiments de la Cordillère de la Côte et ceux de la Cordillère principale suggère un soulèvement de 2000 mètres. La ligne rouge correspond à la position de la Faille de Vicuña-San Félix. Figure 3.6 : (A) Courbes hypsométriques des bassins fluvio-glaciaires de la vallée du fleuve Huasco. (B) Valeur d’intégrale hypsométrique en fonction du pourcentage de relief glaciaire. Pour chaque graphique, on reporte en rouge et vert les bassins dont le pourcentage de relief glaciaire est inférieur, et supérieur à 70%, respectivement. On observe que les courbes sont concaves vers le haut

iv avec de faibles valeurs d’intégrales hypsométriques lorsque le relief glaciaire excède 70%. Figure 3.7 : Profils topographiques indiquant l’altitude maximale parallèlement à la Cordillère principale. Noter la diminution d’altitude maximale entre 30°30’ et 31°45’ de latitude sud. Dans ce secteur, peu de sommets d’passent l’altitude de la ligne d’équilibre glaciaire (ALE) (modifiée de Lliboutry, 1956 par Pepin et al., accepté). Figure modifiée de Pepin et al. (accepté). Figure 4.1 : MNT montrant les principales unités morpho-structurales des Andes semi-arides. Les lignes noires correspondent aux limites des bassins hydrographiques. Les lignes pointillées montrent le tracé des principales failles (Sernageomin, 2003) : Faille Santa Juana (SJ), Faille de Vicuña-San Félix (VSF) et de Baños del Toro (BdelT). Le rectangle montre la région détaillée en Figure 4.4A où nous avons calculé des taux d’érosion. Figure 4.2 : Histogramme de distribution des altitudes de la Cordillère Principale orientale du bassin du Huasco. Le pourcentage maximum de surfaces se situe vers 4000 mètres d’altitude, il correspond aux surfaces de pédiments préservées dans les interfluves des systèmes fluviaux. Les intervalles d’altitude coloriés correspondent aux altitudes des pédiments de Los Rios (LR), Azufrera-Torta (AT) et Frontera-Deidad (FD) (Bissig et al., 2002 ; Aguilar et al., soumis). Figure 4.3 : (A) Image Google Earth du bassin du Rio Potrerillos (29°30’S-70°W; ~4000 m d’altitude), montrant un paysage dominé par des surfaces de pédiment perchées dans les interfluves, incisées par une érosion fluvio-glaciaire ultérieure. (B) Photographie montrant deux niveaux de pédiments (PS) : pédiment de Azufrera-Torta et de Frontera-Deidad. (C) Photographie montrant des ignimbrites déposées sur la surface de pédiment de Los Rios. Figure 4.4 : (A) Carte géomorphologique schématique des six vallées où nous avons calculé des taux d’érosion à l’aide de la méthode Black top Hat : Tres Quebrada (TQ), Potrerillos (PO), Apolinario (AP), Sancarron (SA), El Medio (EM) et Primero (PR). Les zones coloriées en vert indiquent la présence de pédiments : (1) Los Ríos, (2) Azufrera-Torta et (3) Frontera-Deidad. (4) : Thalwegs des vallées principales ; (5) ruptures de pentes des profils longitudinaux de rivières ("knick- points") ; (6) : Cirques glaciaires. (B) Détail de la carte géomorphologique montrant le bassin du rio Potrerillos. Le rectangle jaune en (A) indique sa position.

v (C) Coupe topographique montrant l’étendue des pédiments. La ligne pointillée en (B) montre la position du profil. Figure 4.5 : Cartes montrant l’incision verticale de la surface de pédiment de los Rios, et profils longitudinaux des thalwegs principaux des six bassins : (A) Tres Quebradas, (B) Primero, (C) Apolinario, (D) Sancarron, (E) El Medio et (F) Potrerillos. Les cartes d’incision ont été obtenues à l’aide de la méthode Black Top Hat. Lignes noires : position des cirques glaciaires ; Etoiles : knick-points. Figure 4.6 : Graphiques indiquant les valeurs de taux d’érosion en fonction de la surface des bassins. Nous avons regroupé des valeurs calculées à l’aide de la fonction Black Top Hat et des taux d’érosion estimés à partir de mesures par isotopie cosmogénique dans d’autres parties des Andes (Vallée de Lluta d’après Kober et al. (2009) ; Vallée du Beni d’après Safran et al. (2005)) et dans d’autres régions du monde (Alpes : Wittmann et al. (2009) ; Etat de Washington : Belmont et al. (2007); Himalaya : Vance et al. (2003) ; Sri Lanka : Von Blanckenburg et al. (2004); Idaho : Kirchner et al. (2001)). Les astérisques rouges indiquent les valeurs estimés à partir du calcul des sédiments transportés dans les rivières au cours des dernières dizaines d’années –SY ; Pépin et al., accepté). Figure 4.7 : Carte montrant la localisation des échantillons de sédiments de rivière prélevés dans le bassin du fleuve Huasco : A : galets ; B : sables. La carte indique la concentration en 10Be dans ces sédiments. La rupture de pente résultant de l’incision du fleuve au niveau de l’escarpement qui sépare la Cordillère de la Côte de la Cordillère principale est indiquée. Figure 4.8 : Carte montrant la localisation des échantillons de sédiments de rivière prélevés dans le bassin du fleuve Huasco. Les zones de couleur correspondent aux surfaces granitiques situées à l’amont de chaque point de prélèvement. On a représenté les histogrammes d’altitudes de chacune de ces surfaces. Réseau de drainage de la vallée du Carmen en vert, réseau de la vallée du Huasco en bleu. Figure 4.9 : Taux d’érosion calculés à partir de la concentration en 10Be dans les sédiments de rivières. (A) : carte du bassin du Huasco. (B) : profils E-W indiquant l’altitude maximale, moyenne et minimale du rectangle dans lequel se situe le bassin du Huasco. On a différencié la position d’échantillonnage des sédiments fluviaux situés à l’amont et à l’aval de la rupture de pente majeure.

vi Figure 4.10 : Vitesse d’érosion en fonction de la période de temps considérée. En bleu : valeurs obtenues à partir de l’analyse de la forme des vallées, en bleu foncé pour les 6 derniers millions d’années, en bleu clair pour les périodes antérieures (15-10 Ma). En rouge : vitesses d’érosion calculées à partir de la concentration en 10Be dans les sédiments de rivière, en rouge sombre celles obtenues à partir de l’analyse des galets, et en rouge clair celles obtenues à partir des sables. En vert : vitesses d’érosion déduites des quantités de sédiments transportées par le fleuve au cours des dernières décennies (Pépin et al., accepté). La valeur minimale correspond à celle obtenue en divisant par l’aire drainée totale, et la valeur maximale celle obtenue en divisant par la partie de l’aire drainée située dans la Cordillère principale orientale affectée de processus d’érosion fluvio-glaciaire. Figure 4.11 : Débit et charge sédimentaire mesurés à la station fluviométrique d’Algodones, sur le fleuve Huasco (750 mètres d’altitude). Figure 4.12 : MNT du bassin du Huasco montrant la position de la station d’Algodones, les régions situées au dessus de 3000 mètres d’altitude (en bleu) et les bassins tributaires fluvio-glaciaires (en rouge). Figure 4.13 : comparaison de vitesses d’érosion obtenues sur l’ensemble du globe, en fonction des précipitations annuelles moyennes (A) et des températures moyennes annuelles. On a reporté uniquement des vitesses calculées à l’aide de concentrations en isotopes cosmogéniques, qui représentent des valeurs moyennes sur plusieurs milliers d’années. D’après von Blanckenburg et al. (2004). La compilation d’origine comprend des données de Porto Rico [Brown et al., 1995; Riebe et al.,2003], Vallée de Bega [Heimsath et al., 2000], Sierra Nevada, Californie (Antelope Lake, Adams Peak, Fort Sage, Grizzly Dome, Fall River, Sunday Peak, et Nichols Peak) [Riebe et al., 2000; recalculé selon Riebe et al., 2003], Israel [Clapp et al., 2000], Europe centrale (Regen et Loire/Allier) [Schaller, 2001; revisé par Schaller et al., 2002], Namibie [Bierman and Caffee, 2001], Frogs Hollow [Heimsath et al., 2001], Smoky Mountains [Matmon et al., 2003], Santa Rosa Mountains, Nevada [Riebe et al., 2004], Sri Lanka [Hewawasam et al., 2003; Von Blanckenburg et al., 2004]. On a rajouté des valeurs obtenues sur le versant oriental des Andes tropicales (14-17°S; Safran et a l., 2005), sur le versant occidental des Andes (Vallée de Lluta, 18°S, Kober et al., 2009), ainsi que nos données obtenues dans le fleuve Huasco.

vii Figure 4.14 : Vitesses d’érosion calculées pour une durée de quelques décennies obtenues sur le versant occidental de la Cordillère des Andes. 3 secteurs sont différenciés : Désert d’Atacama, Andes semi-arides et centre-sud du Chili. Les vitesses d’érosion calculées sur le fleuve Huasco apparaissent en rouge. Données de la Direction générale des eaux du Chili, d’après Pépin et al. (accepté). Figure 4.15 : Comparaison de vitesses d’érosion obtenues sur l’ensemble du globe, en fonction des pentes moyennes de chaque bassin versant. On a reporté uniquement des vitesses calculées à l’aide de concentrations en isotopes cosmogéniques, qui représentent des valeurs moyennes sur plusieurs milliers d’années. D’après von Blanckenburg et al. (2004). La compilation d’origine comprend des données de Porto Rico [Brown et al., 1995; Riebe et al., 2003], Sierra Nevada, Californie (Antelope Lake, Adams Peak, Fort Sage, Grizzly Dome, Fall River, Sunday Peak, et Nichols Peak) [Riebe et al., 2000; recalculé selon Riebe et al., 2003], Israël [Clapp et al., 2000], Europe centrale (Regen et Loire/Allier) [Schaller, 2001; revisé par Schaller et al., 2002], Namibie [Bierman and Caffee, 2001], Sri Lanka [Hewawasam et al., 2003; Von Blanckenburg et al., 2004]. Les vitesses calculées dans la sierra Nevada ont été séparées en deux groupes (riebe et al., 2000) : 1. Bassin-versants affectés par des changements récents de leur niveau de base ; 2. Bassin-versants avec un niveau de base stable. On a rajouté les valeurs obtenues dans le fleuve Huasco. Figure 4.16 : Comparaison de vitesses d’érosion obtenues sur l’ensemble du globe à l’aide de concentrations en isotopes cosmogéniques pour des bassin- versants situés au niveau d’orogènes actifs. La compilation de données du Mexique, de Nouvelle Zélande, des Alpes européennes et de l’Himalaya (Ramírez-Herraera et al., 2002; Riebe et al., 2003; Vance et al., 2002; Von Blanckenburg et al., 2004) a été réalisée par von Blanckenburg et al. (2004). A cette compilation ont été rajoutées des données de bassins andins : vallée du Huasco, de Lluta (Kober et al., 2009) et du Beni (Safran et al., 2005). Figure 4.17 : Evolution géomorphologique de l’avant-arc à la latitude du fleuve Huasco. (A) : Oligocène – Miocène inférieur : Soulèvement de la Cordillère principale. Début de l’incision des vallées dans la Cordillère principale. (B) Miocène moyen-supérieur : dépôt des graves d’Atacama, suivi par la formation des pédiments. Formation d’un escarpement et soulèvement des pédiments de la Cordillère principale. Erosion régressive dans la cordillère principale occidentale.

viii (C) Pliocène-Quaternaire : début de l’érosion glaciaire dans la Cordillère principale orientale. Figure 5.1 : MNT du bassin du Huasco montrant la segmentation morpho- structurale de l’avant-arc andin. Les lignes noires continues limitent les principaux bassins hydrographiques. Les lignes pointillées épaisses correspondent aux principales failles (Sernageomin, 2003) : Faille Santa Juana (SJ), Faille de Vicuña – San Félix (VSF) et Faille de Baños del Toro (BdelT). Les lignes pointillées fines correspondent à deux segments de failles locales : Faille Quebrada Pinte (QP) et Faille El Encierro (EE). Le rectangle indique la position de la vallée del Encierro qui est détaillée en figure 5.2. En rouge, on a reporté la position du front glaciaire dans la vallée de El Encierro. Figure 5.2 : Topographie et Géomorphologie de la vallée de El Encierro. Voir localisation en Figure 5.1. Gauche : altitudes de la vallée de El Encierro. Droite : carte géomorphologique avec (1) : localisation du réseau de drainage ; (2) lacs de type "tarn" et "kettle" ; (3) rupture de pente. (4) : géomorphologie glaciaire et paraglaciaire ; (4-1) glaciers rocheux ; (4-2) glaciers rocheux de cirque ; (4-3) langues de glaciers rocheux ; (4-4) glaciers rocheux ; (4-5) glaciers rocheux inactifs ; (5) : dépôts de pentes ; (6) : terrasses fluvio-glaciaires ; (7) : outwash ; (8) géomorphologie glaciaire ; (8-1) à (8-5) : les courbes de couleur montrent les principaux vallums morainiques, et les âges 10Be de Zech et al. (2006) (13) et obtenues dans le cadre de cette thèse (14) ont été reportés ; (9) : dépôts anciens de graves. Modifié d’après Lohse (2010). Figure 5.3 : Photos des formes glaciaires et paraglaciaires de la vallée de El Encierro. (A) : en vert et bleu, on a souligné la crête de la moraine latérale des vallums 2 et 3, respectivement. On montre aussi la position relative des moraines de vallums 4 et 5, ainsi que la position des échantillons prélevés. (B) : Verrou et moraines du vallum 5. (C) surface moutonnée du verrou du vallum 5. (D, E, et F) : différentes formes paraglaciaires présentes dans la vallée : (D) : débris de pentes et terrasses paraglaciaires ; (E et F) glaciers rocheux. Figure 5.4 : Ages d’exposition 10Be de blocs erratiques et de surfaces moutonnées (HPL31) de la vallée d’El Encierro. La figure contient des âges obtenus dans le cadre de cette thèse (préfixes HPL) et ceux obtenus par Zech et al. (2006) (préfixe Ee). Les âges sont reportés en fonction de la position morpho-stratigraphique des échantillons. Les colonnes vertes, bleues et jaunes indiquent les âges des

ix échantillons issus des vallums 2, 3 et 5, respectivement. La barre d’erreur correspond à l’écart-type des mesures de 10Be dans le spectromètre de masse par accélération. Figure 5.5 : Longueur du glacier principal de la vallée d’El Encierro lors des derniers 30 000 ans. On a indiqué le numéro de chaque vallum correspondant à un maximum relatif d’extension glaciaire, et la position du verrou qui marque la déglaciation définitive de la vallée. Les observations montrent une période de dépôts, de*** et de remobilisation des dépôts de moraines entre 30 et 12 ka, associée à un climat plus humide que celui survenu ultérieurement. Les 12 derniers milliers d’années sont marqués par une stabilisation des moraines. Figure 5.6 : Carte géomorphologique des dépôts sédimentaires de la vallée du Transito. Figure 5.7 : Photos de terrasses fluviales dans la Cordillère principale occidentale. Figure 5.8 : Photos de cônes alluviaux dans la Cordillère principale occidentale. On observe un patron télescopique des cônes, qui marque trois générations de flux de débris. Figure 5.9: Photos de dépôts résultant d’un éboulement (A), et des dépôts lacustres résultant de l’obstruction de la vallée par l’éboulement (B). Figure 5.10: Colonne stratigraphique et photos de terrasses paraglaciales. (1) : argiles vertes ; (2) : limons blanchâtres ; (3) : arènes violettes ; (4) : arènes jaunes ; (5) : conglomérats ; (6) : flux de débris ; (7) : bioturbations ; (8) : stratification entrecroisée ; (9) : ondulations et plis ; (10) : couche de limons ; (11) : couches de charbon. Figure 5.11: Distribution des âges 14C (+ 2 sigmas) de restes de matière organique prélevés dans les sédiments de la vallée du Transito. Les échantillons ont été regroupés dans des cadres qui correspondent à la Cordillère principale occidentale ou orientale. A l’extrême droite de chaque cadre, on a indiqué une synthèse des âges obtenus pour chaque segment de la Cordillère. Le petit cadre dans les échantillons de la Cordillère principale orientale regroupe des échantillons prélevés sur un même affleurement, dont la photographie est présentée en figure 5.10. Figure 5.12: Illustration des mécanismes de transfert de matière au cours du Pléistocène tardif et de l’Holocène dans la vallée du fleuve Huasco. (A) : 32-22 ka : avancée glaciaire maximale, incision de vallée, production de sédiments

x glacigéniques et exportation d’une partie de ces sédiments hors de la cordillère principale. (B) contexte de recul glaciaire et de ré-avancées mineures. L’incision de la vallée et l’exportation des sédiments hors de la Cordillère principale se poursuit. Des éboulements locaux de parois bloquent le cours d’eau de façon sporadique. (C) : fin des avancées glaciaires importantes, aggradation des sédiments glacigéniques et de flux de débris au long du cours d’eau majeur dans la Cordillère principale. (D) : augmentation de l’incision et ré-incision des terrasses fluviales. Figure 5.13: Variation des précipitations dans la partie sommitale de la Cordillère des Andes semi-arides au cours des 30 000 dernières années. Les étoiles rouges indiquent les valeurs de précipitations à 2500 mètres d’altitude, déduites de la reconstruction de la paléo-altitude de la ligne d’équilibre glaciale pour les avancées glaciaires correspondant aux vallums morainiques 2 et 5 dans la vallée d’El Encierro (Lohse, 2010). Les précipitations moyennes actuelles à 2500 mètres d’altitude ont aussi été reportées (DGA, 2007).

Tables

Table 2.1 : Résumé des principales caractéristiques paléo-climatiques du versant ouest des Andes centrales au cours du Pléistocène tardif – Holocène. Table 3.1 : Valeur moyenne de la pente et pourcentage de la surface des bassin- versants d’ordre 2 selon la terminologie de Strahler dans trois gammes de pentes : plaines peu incisées (pentes < 4°), pentes interméd iaires (4-35°) et fortes pentes (>35°). On a distingué les bassins en fonction de l ’unité morpho-structurale dans laquelle ils se trouvent : Cordillère de la Côte, cordillère principale occidentale ou orientale. Voir l’annexe 1 pour les détails de la morphométrie de chaque bassin- versant. Table 3.2 : Valeur moyenne et écart type des intégrales hypsométriques des bassin-versants d’ordre 2 de la Cordillère de la Côte, cordillère principale occidentale et orientale. On a indiqué le nombre de bassin dans chaque unité morpho-structurale. Voir l’annexe 1 pour les détails de la morphométrie de chaque bassin-versant. Table 4.1 : Valeurs d’érosion des surfaces de pédiment Los Rios (10-6 Ma), Azufrera-Torta (14-12.5 Ma) et Frontera-Deidad (17-15 Ma), calculées en utilisant

xi la méthode "Black Top Hat" dans le bassin-versant d’ordre 2 de Potrerillos, située dans la Cordillère principale orientale (voir localisation en figure 4.4B). Table 4.2 : Valeurs d’érosion de la surface de pédiment Los Rios (10-6 Ma), calculées en utilisant la méthode "Black Top Hat" dans six bassin-versants d’ordre 2 situés dans la Cordillère principale orientale du bassin du fleuve Huasco (Localisation figure 4.1.B). Table 4.3 : Valeurs d’érosion moyenne sur plusieurs millions d’années calculées pour le versant occidental des Andes centrales entre 18 et 29°S. La table donne les références bibliographiques, les méthodes utilisées et la période de temps pour laquelle l’érosion a été calculée. Table 4.4 : Localisation des échantillons prélevés et concentration en 10Be dans les sédiments du fleuve Huasco. Les échantillons sont classés d’amont en aval. Les astérisques indiquent les échantillons de sables. Table 4.5: Surfaces du bassin, surface granitiques, l'altitude moyen et les taxes de production de 10Be sur les surfaces situées à l’amont de chaque point de prélèvement. La production ont été calculées en considérant un taux de production de 4,5 atomes par gramme par année au niveau de la mer et à de fortes latitudes. Table 4.6 : Concentrations en 10Be et taux d’érosion correspondant pour les sédiments du fleuve Huasco. Les échantillons ont été regroupés en fonction de leur taille (sables ou galets). Les barres d’erreur ne traduisent que les incertitudes analytiques, pas celles liées aux interprétations géologiques. Les vitesses d’érosion ont été calculées en considérant un taux de production de 4,5 atomes par gramme par année au niveau de la mer et à de fortes latitudes. Table 5.1: Echantillons prélevés dans la vallée du Huasco : Localisation géographique et morpho-stratigraphique, écrantage par la topographie environnante, concentration en 10Be et incertitude analytique associée. Les âges d'exposition ont été calculées en considérant un taux de production de 4,5 atomes par gramme par année au niveau de la mer et à de fortes latitudes (Balco et al., 2008; Nishiizumi et al., 2007). Ce tableau comprend les âges obtenus dans le cadre de cette thèse (préfixe HPL)et ceux recalculés à partir des données de Zech et al. (2006) en considérant un taux de production de 5,25 atome.g-1.a-1 (Desilets y Zedra, 2003). Les âges ont été regroupés en fonction de la position morphologique des échantillons, prélevés dans les vallums morainiques 2, 3 et 5.

xii Table 5.2 : Données obtenues à partir d’échantillons de matière organique prélevés dans les dépôts sédimentaires de la vallée du Transito : Position géographique et géomorphologique de chaque échantillon. Age moyen calculé en considérant une durée de demi-vie du 14C de 5568 ans (Libby, 1949). Les incertitudes indiquées sont celles résultant de la mesure AMS. L’âge conventionnel 14C tient compte des corrections dépendant du rapport 13C/12C. L’âge calibré central correspond à l’intersection de l’âge conventionnel avec la courbe de calibration, et l’incertitude correspond à l’intersection de l’âge conventionnel + 2 sigmas, ce qui donne un intervalle valable à 98% de confiance.

xiii xiv Apéndice 3: Articulos

Apéndice 3.1. Articulo sometido a la revista Earth Surface Processes and Landforms en el que se calcularon tasas de erosión para los últimos 17 Ma en cuencas fluvio-glaciales de la Cuenca del Río Huasco: Erosion rates variability on landscape’s transience state in the semiarid Chilean Andes. Erosion rates variability on landscape’s transience state in the semiarid Chilean Andes

Germán Aguilar12, Rodrigo Riquelme2, Joseph Martinod1, José Darrozes1, Eric Maire3 (1) Laboratoire des Mécanismes et Transfert en Géologie, Université de Toulouse, 14 avenue Edouard Belin, 31400 Toulouse, France ([email protected], [email protected], [email protected] ). (2) Departamento de Ciencias Geológicas, Fac. de Ingenieria y Ciencias Geológicas, Universidad Católica del Norte, Avenida Angamos 0610, Antofagasta, Chile ([email protected], [email protected]). (3) Laboratoire Géographie de l’Environnement, Université de Toulouse, 5 Allée Antonio Machado, 31058 Toulouse, France ([email protected])

Abstract We quantify erosion rates in the higher sectors of the Huasco Valley, in the Main Cordillera of the semiarid Andes of Chile, using elevation differences between three successive geomorphic surface-markers (pediments and paleo-valleys) and the present day valley. We use available Ar-Ar ages of pediments to estimate the mean erosion rates for the different periods (between 16 and 13 My, 13 and 8 My, and following 8 My). The landscape of the Huasco valley is in a transient state, as indicated by well-preserved pediment surfaces in interfluves, valleys deeply dissected by fluvial and glacial erosion and scarped head-valleys that represent the current knickzones. Higher values of erosion rates (45-75 m/My) are calculated for the more recent period (<8 My) during which deep incision developed, than for previous periods (6-31 m/My). Moreover, the quantitative data indicate that glaciers had a much higher erosional capability than fluvial systems in the higher sectors of the Main Cordillera. Comparison with erosion rates calculated in other drainage basins of the Chilean Andes suggests that the variability of erosion rates depends on the landscape’s transience erosive state. The state of landscape evolution responding to the uplift of the Main Cordillera is marked by knickzone retreat, whose velocity depends on precipitation rate pattern modulated by glacial erosion.

Key words: erosion rate; semiarid Andes; pediment; knickzone; landscape’s transience state; glacial erosion.

1 Introduction The quantification of erosion rates variations allows visualizing the effects of the interaction between tectonics, climate and erosion on the landscapes configuration (e.g. Hurtrez et al., 1999; Lavé and Avouac, 2001; Pazzaglia and Brandon, 2001). Knowing long-term erosion rates (104 to 108 years) and understanding the factors that control them allow describing the nature and rates of the geomorphologic processes operating on landscape evolution at orogenic scales (e.g. Pazzaglia et al., 1998; Rahl et al., 2007). Quantitative landscape evolution models explore these geomorphologic processes and the interaction between tectonic and subaerial processes (Howard, 1994; Kooi and Beaumont, 1996; Whipple and Tucker, 1999; van der Beek et al., 2002; Tucker and Whipple, 2002; Carretier and Lucazeau, 2005; Gasparini et al., 2006; Carretier et al., 2009). These models need accurate estimations of long-term erosion rates to calibrate the different parameters involved in their formulation. They permit to reconstruct time-dependent erosion rates curves. These curves highlight the delay between mountain uplift and the steady-state evolution of the relief. This transient period that may last several Millions years (My) is characterized by large variations in erosion rates of drainage basins (Gasparini et al., 2007; Carretier et al., 2009). The Andean uplift and its imprint on the landscape has been the topic of many papers focused on the Central Andes (e.g., Schildgen et al., 2007; Schlunegger et al., 2006, Gacía and Hérail, 2005; Hoke et al., 2007). Although agreement exist on the fact that the Central Andes represent a transient state landscape in response to late Cenozoic uplift, disagreement exists on the age of the onset of this uplift episode (e.g. Gregory-Wodzicki, 2000; Lamb and Hoke, 1997; Victor et al., 2004; Farías et al., 2005; Garzione et al., 2008). This controversy could in part be explained because the onset of uplift has sometimes been estimated from the incision of geomorphologic markers of different ages without considering their position in the context of a transient landscape. Thus, a fundamental aspect allowing the understanding of timing and rates of Andean uplift is the determination of erosion rates at different periods and positions in the chain. In order to quantify denudation rates different methods have been applied in the Andes, including: thermochronology (e.g., Maksaev et al., 2009), concentrations of cosmogenic nuclides in fluvial sediments (e.g., Kober et al., 2009), and determination of sediment and solute yields

2 in a drainage basin (e.g., Pepin et al., 2010). However, erosion rates that can be correlated with geological records of uplift are even scarce in the western Andean slope. The semiarid Chilean Andes landscape (27 - 32°S) ex poses conspicuous pediment remnants extensively preserved in the Main Cordillera interfluves (e.g. Paskoff, 1970; Mortimer 1973; Riquelme et al., 2007). This offers a favorable scenario to determine eroded volumes following pediment incision. In this way, the Black Top Hat (BTH) function has been applied in order to estimate the incised volume in a river valley after (Rodríguez et al., 2002; Riquelme et al., 2008). When geomorphological markers ages are available, erosion rates can be estimated. The purpose of this paper is to estimate Neogene erosion rates using three preserved and dated pediment in the semiarid Andes (16 ± 1, 13.2 ± 0.8, and 8 ± 2 My; Bissig et al., 2002). Then, we compare the estimated erosion rates with estimations from different methodologies in order to characterize the transient state of the Andean relief.

Large-scale geomorphological setting The semiarid Andes (27 - 32°S) consist of two main longitudinal geomorphic units: the Coastal Cordillera to the west, and the Main Cordillera to the east (Figure 1). The Coastal Cordillera is mainly composed of Cretaceous volcano-sedimentary and granitic rocks, and exhibits a fold and thrust structure with a thin-skinned style. Tributary watersheds located in the Coastal Cordillera expose concave-up hypsometric curves (Figure 2A) and low hypsometric integrals (39 ± 7 %; Figure 2B) that are typically recorded in smooth and mature landscapes (Strahler, 1952). This mature landscape probably corresponds to the southern prolongation of the Atacama Pediplain (Sillitoe et al., 1968; Mortimer, 1973), that results from a long-term Neogene history of alluvial fan deposition, hillslope retreat and erosion in an arid climate condition (Riquelme et al., 2003). Maximum and mean altitudes of the Coastal Cordillera are 1000 and 2000 m above sea level (asl) respectively (Figure 2C). The Main Cordillera is mainly composed of granitic rocks from a Paleozoic intrusive- metamorphic complex, partly covered by Mesozoic-Cenozoic volcano-sedimentary successions with a predominance of andesitic rocks (Martin et al., 1995; Bissig et al., 2001). The structure displays a thick-skinned style conformed by approximately NS oriented faults (Allmendinger et al., 1990). However, these faults are not expressed in the

3 morphology of thalwegs. Hypsometric curves of fluvial tributary watersheds located in the Main Cordillera expose convex-up to plateau-like geometry (Figure 2A) and high hypsometric integrals (60 ± 13 %; Figure 2B) that are characteristic of young immature landscapes (Strahler, 1952). The current drainage system deeply incises (~2000 m, Figure 2C) relict pediment surfaces highly hanged in the interfluves. Average altitude of pediment is 4000 m asl, rising eastward up to 5300 m asl in the higher Main Cordillera. Abrupt changes in hypsometric curves from concave to convex and larger hypsometric integrals (Figure 2A and B) suggest that the Main Cordillera uplifted with respect to the Coastal Cordillera. The boundary between the Coastal and the Main Cordillera corresponds to the N-S trending Santa Juana Fault (Figure 1 and 2C; Maksaev et al., 1984; SERNAGEOMIN, 2003). However, the Main Cordillera piedmont is a very sinuous and rather degraded mountain front. This, and the absence of knick point and the independence of the slope with the distance along the thalweg of the main trunk valley (Figure 2C), suggest that the uplift of the Main Cordillera is ancient and evidence a transient state evolved. Therefore, the current knickzones are probably the abrupt walls that limit the interfluves of pediments in the high Main Cordillera. We focused our analysis on six glacial-fluvial watersheds of the high Main Cordillera (Figure 3) for the estimation of erosion rates. These watersheds, with areas ranging between 69 and 278 km2, represent the headwaters of the Huasco Valley (29°S) and have similar tectonic and lithologic conditions. Their valley interfluves are dominated by remnants of three once-continuous planar surfaces, each other vertically separated by only ~200-400 meters. The higher surface corresponds to a pediment surface marks the drainage divide with the Argentinean Andes (Figure 1). The other two were originally defined by Bissig et al., (2002) as two successive pediment surfaces. Because they are entrenched within the higher pediment surface and define the geometry of the current drainage basin we consider that corresponds to ancient pediment pass or fluvial terraces. These three surfaces have been differentiated and dated based on Ar-Ar ages of volcanic rocks (Bissig et al., 2002). Generally, the bracketing ages of the surfaces are given by the age of the youngest unit truncated by the surface and that of the oldest covering the surface: the Frontera-Deidad Surface (16 ± 1 My, 4.6 - 5.3 km asl), Azufrera-Torta Surface (13.2 ± 0.8 My; 4.3 - 4.6 km asl) and Los Ríos Surface (8 ± 2 My, 3.8 - 4.3 km asl).

4 Therefore, the former is a Miocene pediment surface whereas the others two are remnant of paleo-valleys constructed by successive stage of Miocene incision.

Methodology Erosion rates estimations We calculated eroded volumes following the formation of pediment and paleo-valley surface, using the Black Top Hat (BTH) function. This function is a mathematical algorithm allowing valley extraction in a 1 or 2 dimensional signal (Serra, 1988), that has yielded good estimates of eroded volume of valley when paleo-surfaces can be reconstructed (e.g. Rodriguez et al., 2002; Riquelme et al., 2008). Application of the BTH function is based on the selection of valley width (( in Figure 4), which in our case corresponds to large separations between geomorphic surface- markers on both interfluves. Selection of points belonging to the surface to be reconstructed was made in two steps. First, we mapped the surface on Landsat TM+ images. Afterwards we have selected surface portions with slopes smaller than 10°. This has been considered as a conservative value for the maximum slope of ancient geomorphologic surfaces in the Central Andes of the Atacama Desert (Riquelme et al., 2008). See Figure 4 and Appendix 1 for the illustration and the explanation of mathematical formalisms of BTH function. The three surface levels defined by Bissig et al. (2002) were extrapolated to the studied area considering elevations and relative positions (Figure 3). The good preservation of the younger Los Rios surface allowed the application of the BTH function in the six watersheds (Figure 5A and B). In order to characterize the erosional landscape that appeared after the formation of this level, the map of vertical incision distribution obtained using the BTH function has been correlated with the longitudinal profile of the thalweg of the six watersheds (Figure 5C). In contrast, remnants of the Frontera-Deidad and Azufrera- Torta surfaces are only preserved on both sides of the valley in the Potrerillos watershed. Thus estimations of the eroded volumes after the formation of these older levels were only possible in this watershed. The eroded volume extraction by BTH function is based on a DEM with 25 meters horizontal resolution and a vertical error range of ±10 meters generated by interpolation of digitized contour lines of 1:50000 topographic maps (digital topography of the Instituto

5 Geografico Militar-Chile). Two sources of uncertainty in the eroded volume estimates are considered: 1. the inaccuracy of the altitude contours of the topographic maps (±10 m) and 2. the uncertainty in the estimation of the width of valleys incised within the surfaces in cases a precise determination of the valley width is not possible due to the difficulty of identifying the inflection lines that separate the Miocene surface from the more recent valley slopes. In order to estimate these uncertainties we applied the procedures used by Riquelme et al. (2008) (see Appendix 1). We assess minimum and maximum erosion rates considering the age of geomorphic surface-markers reported by Bissig et al. (2002). The maximum and minimum erosion rates calculated consider the minimum and maximum time spans respectively between the successive formations of surfaces and the current incised valleys. In order to compare our estimations with others reported in the Andes or other regions, we normalized the erosion rates by the area of each tributary watershed, i.e. calculating the mean erosion rates of watershed.

Glacial relief percentage estimations In the glacial-fluvial tributary watersheds located in the eastern Principal Cordillera we mapped erosional glacial features in Landsat TM+ image and we estimated the minimum altitude of glacial erosion on 25 meters horizontal DEM resolution. To evaluate the degree of glacial erosion we identified the normalized percentage of glacial relief over the minimum altitude of glacial erosion, hereafter called glacial relief percentage. The normalized percentage of glacial relief is plotted in the hypsometric curve and is compared to the hypsometric integral of each watershed (Brocklehurst and Whipple, 2004).

Results Neogene erosion rates in the Main Cordillera of the semiarid Andes An appropriate application of the BTH function to estimate eroded volumes and erosion rates for the three different time spans defined by the bracketing ages of geomorphic surface-markers can be performed only in the Potrerillos watershed (PO in Figure 3 and 5). Table 1 shows the eroded volumes in the Potrerillos watershed between the formation of the three surface levels and the present-day valley. These estimates

6 consider the uncertainties previously explained. Ages of surface levels are a major source of uncertainty in the calculation of incision rates. The incision subsequent to the oldest Frontera-Deidad pediment surface (14 ± 1 My) was interrupted between 13.2 ± 0.8 My with the formation of the Azufrera-Torta paleo- valley surface. The eroded volume between these two surfaces is 8.36 ± 0.39 km3. To calculate the corresponding erosion rate, we consider the maximum (17-12.5 = 4.5 My) and minimum (15-14 = 1 My) time span yielding an average rate of 18.95 ± 12.56 m/My. Subsequently, a new episode of entrenchment affected the Azufrera-Torta paleo-valley surface, resulting in the formation of the younger Los Rios paleo-valley surface, with an age range of 8 ± 2 My. The corresponding eroded volume is 11.07 ± 0.36 km3 and the erosion rate is 10.65 ± 5.65 m/My. Finally, the eroded volume of the more recent incision period that affects the Los Rios surface paleo-valley has been estimated to 123.24 ± 0.31 km3, i.e. one order of magnitude larger than the volume corresponding to the two previous erosion periods. The incision of the Los Rios paleo-valley surface resulted in the present- day Potrerillos watershed topography, with average rates of 59.21 ± 14.94 m/My (Table 1). Table 2 shows the maximum and mean vertical incision, the eroded area and volume following the Los Rios paleo-valley surface formation (8 ± 2 My), in the six glacio- fluvial tributary watersheds (Figure 3). The mean vertical incision varies between 211 and 445 m in the six different tributary watersheds. Corresponding erosion rates vary between 35 and 74 m/My considering the minimum age of the Los Rios paleo-valley surface (6 My), and between 21 and 44 m/My considering its maximum age (10 My). The mean vertical incision for the six watersheds is 339.8 ± 1.2 m, and the corresponding erosion rate is 45.3 ± 11.5 m/My. The correlation between the geometry of the longitudinal profile of the thalwegs and the incision distribution in watersheds of the eastern Principal Cordillera suggests that two major processes eroded the Los Rios paleo valley surface (Figure 5A and B); 1. regressive fluvial erosion is inferred from the concave-up longitudinal profiles and the existence of knick-points, generally located close to 3500 m asl and 2. glacial erosion concentrated in the upper part of the Primero and Potrerillos watersheds is evidenced by U-shaped valleys with flatter and more rectilinear longitudinal profiles. This may suggest a feedback relationship between glacial processes near the headwaters and fluvial processes in the lower portions. Nevertheless, glacial erosion is responsible for the higher values of vertical

7 incision along the longitudinal profiles. In fact, watersheds of similar area, those affected by glacial erosion exhibit the larger eroded area, eroded volume and mean incision values.

Glacial relief percentage in the Main Cordillera of the semiarid Andes Glacial erosive features observed in the region include U shape valleys, cirques, “arêtes”, horns, truncated spurs, waterfall and hanging valleys. These features are concentrated in discrete and isolated areas at the head of the main river drainages and do not extend over more than 100 km2 (Figure 3). Lower altitudes reached by glacial erosive features (3900 ± 300 masl) define the minimum Quaternary Equilibrium-Line-Altitude in the Huasco Valley (ELA, Ammann et al., 2001). The percentage of the relief over the minimum altitude of erosion in the fluvio-glacial tributary drainage basins is between 36 - 81 %. Glacial-climatic models realized in this region indicate that during the last maximum glacial advanced the ELA is 4300 m asl, which implies a late Pleistocene ELA depression of 1000 m if compared with the modern ELA (Kull et al., 2002). The upstream transition from fluvial to glacial valleys is indicated by a change in hypsometric curves from convexe to concave and a decrease in the hypsometric integral values (Figure 6A). The glacial watersheds with concave hypsometric curves and lower hypsometric integrals correspond to watersheds having most of their surface above the minimum altitude of glacial erosion that is controlled by minimum Quaternary ELA (Figure 6B). In contrast, drainage basins poorly affected by glacial erosion exhibit more inclined sigmoid or linear to slightly concave-up hypsometric curves and higher hypsometric integrals. This negative correlation between hypsometry and glacial relief percentage suggests that the Plio-Quaternary erosion was larger in tributary watersheds with major glacial activity.

Discussion Erosion rates and transient landscape response The erosion rates were calculated considering the total volume of rock remove by erosion from the valleys, following the incision of successive geomorphic surface-markers. Under the supposition that the erosion on the surfaces is negligible, these erosion rates consider slope erosion and river incision. Considering the aridity context and high altitude,

8 these erosion rates basically corresponds to mechanical erosion; they are comparable with rates of erosion estimated by other methods as the estimated ones for concentration of cosmogenic nuclides of fluvial sediments and sediments volumes evacuated from a drainage basin. The range of erosion rate values here calculated is comparable to those estimated in other mountainous regions using cosmogenic nuclides in fluvial sediments (e.g. Kirchner et al., 2001; Vance et al., 2003; Safran et al., 2005; Von Blanckenburg et al., 2005; Wittmann et al., 2007; Belmont et al., 2007; Kober et al., 2009.). With the aim to characterize erosion processes in the semiarid Andes of Chile, we compare the erosion rates estimated with values documented in other drainage basins of the Central Andes (Figure 7A). The successive Miocene surfaces we reconstructed using preserved remnants covered most of the study area. Immediately to the north of this area, the Atacama Desert landscape consists in Miocene pediments scarcely dissected and disconnected from the base-level of the ocean (Figure 7A). There, the preservation of pediment described by

Mortimer (1973), Nishisumi et al. (2005), or Riquelme et al. (2007) has been favored by the persistence of a hyper-arid climate from the middle Miocene (Alpers and Brimhall, 1988; Hartley and Chong,

2002; Dunai et al., 2005). Erosion rates calculated in the Atacama Desert (26°S, Riquelme et al., 2008; 24°S, Scholl et al., 1970; 23°S, Alpe rs y Brimhall, 1988; 18°S, Kober et al., 2006) are comparables those calculated for the Miocene in the Huasco Valley (<31 m/My; Figure 7A). For example, similar rates have been calculated immediately to the north of the study area, in drainage basins where the knick zone has not reached the high Cordillera yet, and where endorreic drainage basins still exist (Riquelme et al., 2008). We interpret the similitude between erosion rates in the southern Atacama Desert and Miocene erosion rates in the Huasco Valley as resulting from similar transient states of erosion. The current knick zones in the semiarid Andes correspond to the abrupt walls that limit preserved pediment in the high Main Cordillera (see Large-scale geomorphological setting section). The knick zone has propagated from the edge between the Coastal Cordillera and the Main Cordillera, in response of relative uplift of the latter geomorphic units. The semiarid Andes landscape evidences a more evolved transient state compared to that of the Atacama Desert, where the knick zone has not reached the high Cordillera yet (Figure 7A) and the pediment surfaces are much better preserved. We calculated larger erosion rates for the last 8 My in high Cordillera of the Huasco valley (45-75 m/My)

9 compared to that those calculated for the previous periods in the Huasco Valley and in the Atacama Desert (<31 m/My; Figure 7A). In contrast, these larger erosion rates are comparable to Holocene erosion rates calculated using cosmogenic nuclides concentrations in fluvial sediments in the Lluta Valley located in the western Andes slope, where the regressive erosion has already reached the higher parts of the Andes (Figure 7A). Theoretical models show a progressively increase of erosion rates following the onset of uplift, during the transient period of landscape adaptation (e.g. Carretier et al., 2009). We interpret the increase of erosion rates at 8 My in the Huasco Valley as evidence of different landscape transient states. The moderate erosion rates calculated between 16 and 8 My (6 - 31 m/My) mark an early response to an uplift event that occurred before 16 My, whereas the high erosion rates calculated for the last 8 My (45 - 75 m/My) indicate the arrival of regressive erosion to the considered region. The knick zone has propagated from the edge between the Coastal Cordillera and the Main Cordillera, in response of relative uplift of the latter geomorphic units. Considering velocities of knick zone retreat documented in drainage basins of the Central Andes (10 km/My; 18°S; Schlunegger et al., 2006; 6 - 19 km/My 34°S; Farias et al., 2008), the Main Cordillera uplift would have begun during the early-middle Miocene, which agree with uplift age documented elsewhere in the Central Andes (e.g. Lamb and Hoke, 1997; Victor et al., 2004; Farías et al., 2005, 2008). Thus, we propose that the spatial and temporal variations of erosion rates mark differences in landscape's transient state, in response to variable interactions between Andes uplift, knick zone retreat and precipitation rate pattern. During the phase of adjustment to uplift, erosion evolves at different rates along the catchment, so that parts of the system may have reached a dynamic equilibrium while other parts of the system have not (Whipple and Tucker, 1999). In this way, the long duration of erosive response to Andean uplift must be considered to interpret the age of geomorphologic markers in terms of tectonics (Carretier et al., 2009), since the age of abandon of these markers differs depending on their position within drainage basins, more even considering the strong latitudinal contrast of landscape's transient state on the Andes (Montgomery et al., 2001; Rehak et al., 2010).

10 Efficiency of glacial erosion The efficiency of glacial activity in erosion and landscape evolution is evidenced by the higher values of eroded area, eroded volume, mean vertical incision and erosion rate in tributary watersheds affected by glacial erosion in relation with watersheds dominated by fluvial erosion. For example, the Tres Quebradas, the Sancarron and the Apolinario watersheds have a similar area that Primero watershed (Figure 5), but the eroded area and volume in the latter is double that of the others watersheds and consequently the mean vertical incision and erosion rate is also greater in the Primero watershed (Table 2). In the Tres Quebradas watershed, vertical incision is larger in the lower part of the watershed (Figure 5A). Lack of evidence for glacial activity and the concave-up geometry of thalweg (Figure 5C), suggest that vertical incision in this valley is the result of fluvial erosion; the maximum vertical incision can be related to regressive fluvial erosion. In contrast, in the Primero watershed, with a relatively flat thalweg geometry (Figure 5C), the maximum vertical incision is located upstream (Figure 5A), at the confluence of eight tributary glacial valleys crowned by cirques. Thus incision into the Los Rios paleo-valley in this watershed is mostly controlled by glacial erosion. The efficiency of glacial erosion is also evidenced comparing grater watersheds (Table 2): in the El Medio watershed, glacial erosion has been subordinate and the mean incision is small (~305 m). The maximum incision (1129 m) is recorded from the rectilinear lower segment (Figure 5A and C). In contrast, high values of vertical incision are located on two different positions in the Potrerillos watershed (Figure 5A and C). Vertical incision in the upper part of the watershed is consistent with glacial erosion, whereas incision in the lower portion is the result of regressive fluvial erosion. In the Potrerillos watershed the mean (444 m) and maximum (1408 m) vertical incision are the largest determined of the all studied watersheds (Table 2). The negative correlation between hypsometry and glacial relief percentage in the Huasco Valley suggest that glaciers were effective erosive agents in the semiarid Andes during the Quaternary (Figure 6). In view of large-scale geomorphologic observation Rehak et al (2010) suggest a significant contribution of glacial erosion on the landscape evolution during the Quaternary in the semiarid Andes in relation to the Atacama Desert. In fact, the Atacama Desert remained too arid for glaciations at this time and there are only weak glacial features between 23 - 27°S (Ammann et al., 2001; Zech et al., 2008). North to 23°S

11 and south to 27°S precipitation rates increased rap idly and glacial features appears in several glaciated mountains (Ammann et al, 2001). The precipitation rate pattern is reflected by latitudinally varies of erosion rates determined from sediment yield (Figure 7B; Pepin et al., 2010), which can be interpreted like a strong latitudinal contrast of landscape's transient state. In the Lluta and Huasco Valleys short-term erosion rates are one order of magnitude smaller than long-term erosion rates reflecting a common situation which is related to undersampling of major erosion events or climate-driven variations in the short- term estimations (e.g. Kirchner et al., 2001; von Blanckenburg, 2005). Long-term latitudinal differences of precipitation rate pattern can explain large values of Plio-Quaternary erosion rate calculated in the studied zone in relation with those calculated for the same period and method gave rise to the incision of the principal valleys in the Atacama Desert (e.g. at 26°S; Riquelme et al ., 2008). Therefore, the difference in the Plio-Quaternary erosion rates between the Atacama Desert and the semiarid Andes indicates long-term climatic differences between these two latitudes modulated by efficient glacial erosion in the latter. These climatic differences can explain different velocities of landscape response to the Andes uplift that controlled the landscape's transient state along the western Andes slope.

Conclusions The distribution of three successive geomorphic surface-markers in the high Main Cordillera permits determination of the long-term erosion rates related to each erosional episode by applying the BTH function. The erosion rates estimated for the two older Middle Miocene episodes (6 - 31 m/My) are smaller than the erosion rates estimated for the Plio- Quaternary deep incision resulting in the current drainage system (45 - 75 m/My). The erosion rates calculated represents the landscape response to the Middle-Upper Miocene Andean uplift and erosion rates differences respond to the landscape’s transient state and the positions of knickzone in the drainage basins during each erosional episode. Velocities of knickzone retreat in the western Andes slope depends on precipitation rate pattern modulated by glacial erosion. The applicability of the BTH function to other areas for knowing differences of landscape’s transient state in the Andes is agreed where data on the age of well preserved geomorphic surface-markers are available.

12 Acknowledgements This research was supported by a Chilean government project: INNOVA-CORFO. G. Aguilar’s PhD study at the Universidad Católica del Norte and Université de Toulouse 3 Paul Sabatier has been supported by the Eiffel, CONICYT and UCN scholarships. The hypsometric analyses were made using TAS-GIS (Lindsay, 2005) and digital topography of the Instituto Geografico Militar-Chile. We thank to C. Rojas for the collaboration and essential help in the recompilation and development of geographical information systems. We thank undergraduate students P. Lohse, P. Navarrete and P. Oliva for valuable help during fieldwork. We thank: T. Bissig, V. Regard, S. Carretier, G. Gonzalez and M. Farias for many useful discussion.

References • Allmendinger RW, Figueroa D, Snyder D, Beer J, Mpodozis C, Isacks BL. 1990. Foreland shortening and crustal balancing in the Andes at 30°S latitude. Tectonics 9: 789–809. • Alpers CN, Brimhall GH. 1988. Middle Miocene climatic change in the Atacama Desert, northern Chile: Evidence from supergene mineralization at La Escondida. Geological Society of America Bulletin 100: 1640-1656. • Ammann C, Jenny B, Kammer K, Messerli B. 2001. Late Quaternary Glacier response to humidity changes in the arid Andes of Chile (18-29°S). Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology 172: 313-326. • Bissig T, Lee JKW, Clark AH, Heather KB. 2001. The Cenozoic History of volcanism and hydrothermal alteration in the Central Andes Flat-Slab Region: New 40Ar-39Ar constraints from the El Indio-Pascua Au (-Ag, Cu) Belt, 29°20’-30°30’S. International Geology Review 43: 1-29. • Bissig T, Clark AH, Lee JKW, Hodgson CJ. 2002. Miocene landscape evolution in the Chilean flat-slab transect: uplift history and geomorphologic controls on epithermal processes in the El Indio-Pascua Au (–Ag, Cu) belt. Econ Geol 97: 971– 996. • Brocklehurst SH, Whipple KX. 2004. Hypsometry of glaciated landscape. Earth Surface Process and Landforms 29: 907-926.

13 • Carretier S, Lucazeau F. 2005. How does alluvial sedimentation at range fronts modify the erosional dynamics of mountain catchments?, Basin Res., 17, 361– 381, doi:10.1111/j.1365-2117.2005.00270.x. • Carretier S, Poisson B, Vassallo R, Pepin E, Farías M. 2009. Tectonic interpretation of transient stage erosion rates at different spatial scales in an uplifting block. Journal of geophysical research 114: F02003, doi: 10.1029/2008JF001080 • Dunai TJ, González GA, Juez-Larre J. 2005. Oligocene–Miocene age of aridity in the Atacama Desert revealed by exposure dating of erosion-sensitive landforms. Geology 33: 321–324. DOI: 10.1130/G21184.1 • Farías M, Charrier R, Comte D, Martinod J, Hérail G. 2005. Late Cenozoic deformation and uplift of the western flank of the Altiplano: Evidence from the depositional, tectonic, and geomorphologic evolution and shallow seismic activity (northern Chile at 19°30’S): Tectonics 24: TC4001, doi: 10.1029/2004TC001667. • Farías M, Charrier R, Carretier S, Martinod J, Fock A, Campbell D, Cáceres J, Comte D. 2008. Late Miocene high and rapid surface uplift and its erosional response in the Andes of Central Chile (33º-35ºS). Tectonics 27: TC1005. DOI: 10.1029/2006TC002046. • García M, Hérail G. 2005. Fault-related folding, drainage network evolution and valley incision during the Neogene in the Andean Precordillera of Northern Chile: Geomorphology 65: 279– 300 • Garzione C, et al. 2008. Rise of the Andes. Science 320, 1304–1307. • Gasparini NM, Bras RL, Whipple KX. 2006, Numerical modeling of non– steady- state river profile evolution using a sediment-flux-dependent incision model, in Tectonics, Climate, and Landscape Evolution, edited by S. Willet, N. Hovius, M. Brandon, and D. Fisher, Spec. Pap. Geol. Soc. Am., 398, 127– 141, doi:10.1130/2006.2398(08). • Gasparini NM, Whipple KX, Bras RL. 2007, Predictions of steady state and transient landscape morphology using sediment-flux-dependent river incision models, J. Geophys. Res., 112, F03S09, doi:10.1029/2006JF000567. • Gregory-Wodzicki KM. 2000. Uplift history of the Central and Northern Andes: a review. Bull. Geol. Soc. Am. 112, 1091–1105.

14 • Hartley AJ, Chong G. 2002. Late Pliocene age for the Atacama Desert: Implications for the desertification of western South America. Geology 30: 43–46. DOI: 10.1130/0091-7613(2002) 0302.0.CO;2. • Hoke GD, Isacks BL, Jordan TE, Blanco N, Tomlinson AJ, Ramezani J. 2007. Geomorphic evidence for post-10 Ma uplift of the western flank of the central Andes 18_300–22_S. TECTONICS, VOL. 26, TC5021, doi:10.1029/2006TC002082, 2007 • Howard AD, Dietrich WE, Seidl MA. 1994. Modeling fluvial erosion on regional to continental scales, J. Geophys. Res., 99, 13,971–13,986, doi:10.1029/94JB00744. • Hurtrez J-E, Lucazeau F, Lavé J, Avouac J-P. 1999. Investigation of the relationships between basin morphology, tectonic uplift, and denudation from the study of an active fold belt in the Silawik hills, central Nepal, J. Geophys. Res., 104(B6), 12,779– 12,796. • Kirchner JW, Finkel RC, Riebe CS, Granger DE, Clayton JL, King JG, Megahan WF. 2001. Mountain erosion over 10 yr, 10 k.y., and 10 m.y. time scales. Geology 29: 591-594. • Kober F, Schlunegger F, Zeilinger G, Schneider H. 2006. Surface uplift and climate change: the geomorphic evolution of at the Western Escarpment of the Andes of northern Chile between the Miocene and present: In Tectonics, Climate and Landscape Evolution, Willet S, Hovius N, Fisher D, Brandon M (eds). Special Paper 398, Geological Society of America: Boulder, CO: 75–86. • Kober F, Ivy-Ochs S, Zeilinger G, Schulunegger F, Kubik PW, Baur H, Wieler R. 2009. Complex multiple cosmogenic nuclide concentration and histories in the arid Rio Lluta catchment, northern Chile: Earth Surf. Process. Landforms 34: 398–412. • Kooi H, Beaumont C. 1996. Large-scale geomorphology: Classical concepts reconciled and integrated with contemporary ideas via a surface processes model, J. Geophys. Res., 101(B2), 3361– 3386. • Kull C, Grosjean M, Veit H. 2002. Modeling modern and Late Pleistocene glacio- climatological conditions in the North Chilean Andes (29° - 30°S): Climatic Change 52: 359 – 381 • Lamb S, Hoke L. 1997. Origin of the high plateau in the central Andes, Bolivia, South America: Tectonics 16: 623 – 649.

15 • Lavé J, Avouac JP. 2001. Fluvial incision and tectonic uplift across the Himalayas of central Nepal, J. Geophys. Res., 106(B11), 26,561–26,591. • Lindsay J.B. 2005. The Terrain Analysis System: A tool for hydro-geomorphic applications. Hydrological Processes 19(5): 1123-1130. • Maksaev V, Moscoso R, Mpodozis C, Nasi C. 1984. Las unidades volcánicas y plutonicas del cenozoico superior en la Alta Cordillera del Norte Chico (29°–31° S): Geología, alteración hidrothermal y mineralisación. Revista geológica de Chile 21: 11–51. • Maksaev V, Munizaga F, Zentilli M, Charrier R. 2009. Fission track thermochronology of Neogene plutons in the Principal Andean Cordillera of central Chile (33-35°S): Implications for tectonic evolutio n and porphyry Cu-Mo mineralization. Andean Geology 36 (2): 153-171. • Martin MW, Clavero J, Mpodozis C, Cuitiño L. 1995. Estudio Geológico de la Franja El Indio, Cordillera de Coquimbo. Servicio Nacional de Geología y Minería. Informe registrado IR-95-6, 1: 1-238. Santiago-Chile. • Montgomery DR, Balco G, Willett SD. 2001. Climate, tectonics, and the morphology of the Andes. Geology 29: 579– 582. • Mortimer C. 1973. The Cenozoic history of the southern Atacama Desert, Chile. Journal of Geological Society of London 129: 505-526. • Nishiizumi K, Caffee M, Finkel RC, Brimhall G, Mote T. 2005. Remnants of a fossil alluvial fan landscape of Miocene age in the Atacama Desert of northern Chile using cosmogenic nuclide exposure age dating. Earth Planet. Sci. Lett. 237: 449–507. • Paskoff R. 1970. Le Chili semi-aride, recherches géomorphologiques. Biscaye Fréres, 420 p., Bordeaux. • Pazzaglia FJ, Brandon MT. 2001. A fluvial record of long-term steady-state uplift and erosion across the Cascadia forearc high, western Washington State, Am. J. Sci., 301, 385–431. • Pazzaglia FJ, Gardner FJ, Merritts DJ. 1998. Bedrock fluvial incision and longitudinal profile development over geologic time scales determined by fluvial terraces, in Rivers Over Rock, Geophys. Monogr. Ser., vol. 107, edited by K. Tinkler and E. Wohl, pp. 207–235, AGU, Washington, D. C.

16 • Pepin E, Carretier S., Guyot JL, Escobar F. 2010. Specific suspended sediment yields of the Andean rivers of Chile and their relationship to climate, slope and vegetation. Hydrological Sciences Journal 55: 7, 1190-1205. • Rahl JM, Ehlers TA, van der Pluijm BA. 2007. Quantifying transient erosion of orogens with detrital thermochronology from syntectonic basin deposits. Earth and Planetary Science Letters 256: 147–161. • Riquelme R, Martinod J, Hérail G, Darrozes J, Charrier R. 2003. A geomorphological approach to determining the Neogene to Recent tectonic deformation in the Coastal Cordillera of northern Chile (Atacama). Tectonophysics 361: 255-275. • Rehak K, Bookhagen B, Strecker MR, Echtler HP. 2010. The topographic imprint of a transient climate episode: the western Andean flank between 15·5° and 41·5°S • Riquelme R, Herail G, Martinod J, Charrier R, Darrozes J, 2007. Late Cenozoic geomorphologic signal of Andean forearc deformation and tilting associated with the uplift and climate changes of the Southern Atacama Desert (26 degrees S-28 degrees S): Geomorphology 86: 283-306. • Riquelme R, Darrozes J, Maire E, Hérail G, Soula JC. 2008. Long-term denudation rates from the Central Andes (Chile) estimated from a Digital Elevation Model using the Black Top Hat function and Inverse Distance Weighting: implications for the Neogene climate of the Atacama Desert. Revista geológica de Chile 35 (1): 105- 121. • Rodríguez F, Maire E, Courjault-Radé P, Darrozes J. 2002. The Black Top Hat Function applied to a DEM: A tool estimate recent incision in a mountain watershed (Estiber Watershed, Central Pyrenees). Geophysical Research Letters 29. DOI: 10.1029/2001GL014412. • Safran EB, Bierman PR, Aalto R, Dunne T, Whipple K, Caffee M. 2005. Erosion rates driven by channel network incision in the Bolivian Andes: Earth Surface Processes Landforms 30: 1007–1024. • Schildgen TF, Hodges KV, Whipple KX, Reiners PW, Pringle MS. 2007. Uplift of the western margin of the Andean plateau revealed from canyon incision history, southern Peru: Geology 35 (no. 6): 523–526.

17 • Schlunegger F, Zeilinger G, Kounov A, Kober F, Husser B. 2006. Scale of relief growth in the forearc of the Andes of Northern Chile (Arica latitude, 18 degrees S): Terra Nova 18: 217–223. • Scholl DW, Christensen MN, von Huene R, Marlow MS. 1970. Peru–Chile trench sediments and sea-floor spreading: Geological Society of America Bulletin 81: 1339–1360. • SERNAGEOMIN 2003. Mapa Geológico de Chile: versión digital. Servicio Nacional de Geología y Minería, Publicación Geológica Digital, No. 4 (CD-ROM, versión 1.0, 2003). Santiago. • Serra J. 1988. Image analysis and mathematical morphology. Theoretical advances. Academic Press: 411 p. London. • Sillitoe RH, Mortimer C, Clark AH. 1968. A chronology of landform evolution and supergene mineral alteration, Southern Atacama Desert, Chile. Institute of Mining and Metallurgy Transactions (Section B) 27: 166-169. • Strahler AN. 1952. Hypsometric (area-altitude) analysis of erosional topography. Geological Society of America Bulletin 63(11): 1117-1142. • Tosdal RM, Clark AH, Farrar E. 1984. Cenozoic polyphase landscape and tectonic evolution of the Cordillera Occidental, southernmost Peru: Geological Society of America Bulletin 95: 1318–1332. • Tucker GE, Whipple KX. 2002. Topographic outcomes predicted by stream erosion models: Sensitivity analysis and intermodel comparison, J. Geophys. Res., 107(B9), 2179, doi:10.1029/2001JB000162. • van der Beek P, Bishop P. 2003. Cenozoic river profile development in the Upper Lachlan catchment (SE Australia) as a test of quantitative fluvial incision models, J. Geophys. Res., 108(B6), 2309, doi:10.1029/2002JB002125. • Victor P, Oncken O, Glodny J. 2004. Uplift of the western Altiplano plateau: Evidence from the Precordillera between 20° and 21° S (northern Chile). Tectonics 23: TC4004. DOI: 10.1029/2003TC001519. • von Blanckenburg F. 2005. The control mechanisms of erosion and weathering at basin scale from cosmogenic nuclides in river sediment: Earth Planet. Sci. Lett. 237: 462–479.

18 • Whipple KX, Tucker GE. 1999. Dynamics of the stream-power river incision model: Implications for height limits of mountain ranges, landscape response timescales, and research needs, J. Geophys. Res.,104(B8), 17,661– 17,674 • .Zech R, May JH, Kull C, Ilgner J, Kubik PW, Veit H. 2008. Timing of the late Quaternary glaciation in the Andes from ~15 to 40°S: Journal of Quaternary Science 23, 635–647.

19 Figure 1: Digital elevation model showing the geomorphic units of the semiarid Chilean Andes: Coastal Cordillera and Main Cordillera. The black lines mark the boundary of the main drainage basins. The Santa Juana (SJ) fault has been reported from SERNAGEOMIN (2003).

20 Figure 2: Morphometric parameters of the Huasco Valley watershed. A: Normalized hypsometric curves (normalized percentage of altitude vs. normalized percentage of area) of Stralher order 2 tributary watersheds. B: Hypsometric integrals vs. the minimum altitude of tributary watersheds. Watersheds of the Coastal Cordillera are showed in black and for the Main Cordillera in gray. C: Minimum, mean and maximum altitude of Andean forearc at the Husco Valley latitude (localization in Figure 1). Maximum and minimum altitudes show the mountain peak and thalweg of trunk valley. The topographic profile includes location of Santa Juana (SJ) fault that divide the Coastal Cordillera and Main Cordillera.

21 Figure 3: A. Schematic geomorphological map of the studied zone of the Huasco Valley (colored zone in the upper map; localization in Figure 1). Are present the strahler order 2 tributary watershed: Tres Quebrada (TQ), Potrerillos (PO), Apolinario (AP), Sancarron (SA), El Medio (EM) and Primero (PR). Colored areas show the relicts of Miocene geomorphologic surfaces: (1) Los Rios, (2) Azufrera-Torta and (3) Frontera- Deidad. Map showing the thalweg of valley (4) and glacial cirques (5). B. Photography showing relicts of Miocene sub-planar landscape assigned to Los Rios Pediment Surface (PS) and incised valley. C. Three levels of high pediments surfaces (PS) assigned to Los Rios, Azufrera-Torta and Frontera-Deidad.

22 Figure 4: Determination of the eroded rock volume by the BTH function to a 1-Dimension DEM profile. A. Dilatation and erosion of original DEM for a length (= L. During the dilatation of the DEM main valleys are closed and peaks elevations increase. During the erosion of dilated DEM, peaks elevations decreases without modifying the valley zones. The result is a closing DEM where only the valley which width is

23 Incision stage Minimum Maximum Eroded Eroded Mean vertical Erosion time span time span area (km2) volume incision (m)* rate (My) (My) (km3) (m/My)* Incision Los Rios 6 10 199.82 ± 123.24 ± 443,82 ± 1.12 59.21 ± (8 ± 2 My) 0.37 0.31 14.94 Incision Azufrera- 12.5 8 206.49 ± 11.07 ± 39.89 ± 1.3 10.65 ± Torta (13.2 ± 0.8 0.33 0.36 5.65 My) Incision Frontera 1 4.5 212.58 ± 8.36 ± 0.39 30.12 ± 1.39 18.95 ± Deidad (16 ± 1 0.39 12.56 My)

* Mean vertical incision and erosion rates were calculated represent normalized values by the watersheds area (277.7 km2) Table 1: Quantitative results from the application of Black Top Hat function in the Potrerillos watershed. The function considering the valley incised associated to Los Rios, Azufrera-Torta and Frontera-Deidad surface (Bissig et al., 2002). The result is the eroded area and volume, the mean vertical incision and the erosion rates during the three stages. Calculations, including the uncertainties, the procedures used by Riquelme et al. (2008) have been applied (see Appendix 1).

24 Watersheds Watershed Eroded Eroded Maximum Mean vertical Erosion area (km2) area (km2) volume vertical incision incision (m)* rate (km3) (m) (m/My)*

Tres 93.533 48.69 ± 24.26 ± 0.1 1049.5 ± 0.5 259.36 ± 34.62 ± Quebradas 0.12 1.09 8.79 Primero 128.152 97.27 ± 50.29 ± 1167.5 ± 3.5 392.42 ± 52.37 ± 0.13 0.17 1.32 13.26

Apolinario 69.248 36.91 ± 14.94 ± 751 ± 4 215.82 ± 28.9 ± 7.68 0.08 0.25 3.65 Sancarron 105.895 52.05 ± 22.41 ± 795 ± 0 211.58 ± 0.65 28.23 ± 0.13 0.07 7.14 El Medio 169.871 105.41 ± 51.76 ± 1129 ± 0 304.69 ± 0.7 40.65 ± 0.16 0.12 10.25

Potrerillos 277.691 199.82 ± 123.24 ± 1408 ± 0 443.82 ± 59.21 ± 0.37 0.31 1.12 14.94 Whole 844.39 540.1 ± 286.9 ± 1408 ± 0 339.77 ± 45,34 ± watersheds 0.99 1.02 1.21 11.49 * Mean vertical incision and erosion rates were calculated represent normalized values by the watersheds area (277.7 km2) Table 2: Erosion following the formation of the Los Rios surface (8 ± 2 My) calculated using the Black Top Hat function in six Strahler order 2 watersheds located. Calculations, including the uncertainties, the procedures used by Riquelme et al. (2008) have been applied (see Appendix 1).

25 Figure 5: A. vertical incision following the formation of the Los Rios surface (8 ± 2 My) calculated using the Black Top Hat function. The segmented black lines mark the position of glacial cirques. B. Profile (P1-P2 in A) showing the DEM topography (white area) and the Black Top Hat reconstruction (gray area). C. Longitudinal thalweg profiles of watersheds. Are including mean slop of thalweg. (TQ) Tres Quebradas, (PR) Primero, (AP) Apolinario, (SA) Sancarron, (EM) El Medio and (PO) Potrerillos.

26 Figure 6: (A) Normalized hypsometric curves of the fluvial-glacial watershed of the Huasco Valley. In watersheds with glacial relief percentage >70% the geometry of the normalized hypsometric curves is concave (gray), whereas in watersheds with low glacial relief percentage the geometry of normalized hypsometric curves is sigmoid. (B) Normalized hypsometric integral vs. glacial relief percentage of the fluvial-glacial watersheds. Hypsometric integrals decrease with the increase of glacial relief.

Figure 7: A. Long-term erosion rates in function with latitude of the western Andes slope (18 - 30°S). (1) Erosion rates calculated for concentrati on of cosmogenic nuclides of fluvial sediment in the Lluta Valley (Kober et al., 2009). (2) Erosion rate calculated for eroded volume of last 7.5 My in the Lluta Valley (Kober et al., 2006). (3) Erosion rate calculated for sediments volume of last 18 My in the Central Depression (Scholl et al., 1970). (4) Erosion rate calculated for geobarometry of Neogene supergene mineralization in the Escondida Miner District (Alpers and Brimhall, 1988). (5) Erosion rate calculated for black top hat function in San Andres and El Salado Valleys during the last 10 My (Riquelme et al., 2008). (6) Erosion rate calculated for sediments volume of last 18 My in the Central depression (Scholl et al., 1970). Are includes the erosion rate calculated in the Huasco Valley: (7) between 16 to 8 My in the Potrerillo watershed and (8) during the last 8 My in the six considered watersheds. B. Short-term erosion rates in function with latitude of the western Andes slope (18 - 40°S) from present day sediment yields (Pepin et al., 2010).

27 Figure 7

28 APPENDIX A: Mathematical morphology concepts (extracted from Riquelme et al.; 2008)

Set operation: The two basic operations in mathematical morphology are dilatation and erosion (Serra, 1988). These operations involve the interaction between a set A representing the image under study and a set (, called the structuring element, used to probe the image A. Let A and ( be subsets of a 2D plane.

The translation of A by x is defined as Ax= {c: c = a+x, for a ∈ A} (A1) The reflection of ( is defined as [(] = {x: x = -b, for b ∈ (} (A2)

Dilation of the image A by the structuring element ( is given by

 ( (A) = {x: [(] x  A + Ø} (A3)

Erosion of the object A by a structuring element B is given by

 ( (A) = {x: ( x A} (A4)

The image A and structuring element B need not be restricted to sets in the 2D plane, but could be defined in 1, 2, 3 or higher dimensions. On the other hand, B could be any shape. However, in order to simplify our explanation we consider the example where A is a rectangle and ( is a disc of radius R centred on the origin (Fig. A1). (Note that in this case ( is symmetric and [(] = (). Thus, the definitions become very intuitive: dilation expands an image object (Figure A1a) and erosion shrinks it (Figure A1b).

29 Figure A1: a. The opening (dark dashed lines) of A (solid lines). The internal dashed structure is A eroded by (. b. The closing (dark dashed lines) of A (solid line) by the structuring element. The external dashed structure is A dilated by (. In both cases ( is a disc.

Applications of morphological transformations: Dilation and erosion can be used in series to define two images transformations: closing and opening. The closing of A by ( is given by the dilation by (, followed by the erosion by (. Conversely, the opening is reduced by the erosion of A by (, followed by the dilation by (. That is

C ( (A) =  ( ( ( (A)) - closing - (A5)

O ( (A) =  ( ( ( (A)) - opening - (A6)

Opening smooths a contour in an image, breaking narrow isthmuses and eliminating thin protrusions. It is obtained by taking the union of all translates of ( that fi t inside A. Parts of A that are smaller than ( are removed ((Figure A2b). Closing tends to narrow smooth sections of contours, fusing narrow breaks and long thin gulfs, eliminating small holes, and filling gaps in contours (Figure A2b).

30 Figure A2: a. A is dilated by the structuring element ( to give the external dashed shape; b. A is eroded by the structuring element ( to give the internal dashed shape.

Equivalence between Sets and Functions: A function can be viewed as a stack of decreasing sets. Each set is the intersection between the umbra of the function and a horizontal plane h.

Xh(f) = {x: f(x) 1 h} f(x) = sup{h: x ∈ Xh(f)} (A7)

Dilation and Erosion by a fl at structuring Element: The dilation (erosion) of a function by a fl at structuring element ( is introduced as the dilation (erosion) of each set Xh(f) by (. This definition leads to the following formulae:

 ( f(X) = sup {f(x-y), y ∈ B} - dilation- (A8)

 ( f(X) = inf {f(x-y), y ∈ B} -erosion- (A9)

Erosion shrinks positive peaks. Peaks thinner that the structuring element disappears. It also expands the valleys and the sinks. Dilation produces dual effects.

31 3.2. Articulo aceptado a la revista Quaternary Research que concierne a la evolución fluvial y glacial Holocena en la Alta Cordillera de la cuenca del Río Elqui: Late Pleistocene–Early Holocene paraglacial and fluvial sediment history in the Turbio valley, semiarid Chilean Andes. 1 2 3 4 5 6 7 8 9 10 AUTEUR : Germán Alfredo AGUILAR MARTORELL DIRECTEURS DE THÈSE : Joseph Martinod et Rodrigo Riquelme LIEU ET DATE DE SOUTENANCE : Toulouse, le 01 octobre 2010 DISCIPLINE ADMINISTRATIVE : Sciences de la Terre INTITULÉ ET ADRESSE DU LABORATOIRE : Laboratoire des Mécanismes et Transferts en Géologie (LMTG), UMR 5563 Université de Toulouse, CNRS, IRD, OMP, 14, Avenue Édouard Belin, F-31400 Toulouse

TITRE : Érosion et transport de matière sur le versant occidental des Andes semiarides du Nord du Chili (27 - 32 ° S) : d'une approche à grande échelle temporelle et spatiale, jusqu'à l'évolution quaternaire d'un système fluvial

RÉSUMÉ La Cordillère Principale des Andes semi-arides est un relief transitoire qui se developpe suite au soulèvement des Andes initié à l'Oligocène. L’altitude des pédiments de la Cordillère Principale par rapport à ceux de la Cordillère de la Côte indique que ce soulèvement a atteint deux kilomètres. Ce qui se marque par de profondes vallées incisés (~2 km) qui se sont développées dans la haute cordillère depuis six millions d'années. Les volumes incisés de ces vallées et la concentration de 10Be des sédiments fluvio-glaciaires indiquent des vitesses d'érosion de l’order de trente a soixante- quinze mètres par million d'années, des valeurs qui sont relativement constantes depuis les six derniers millions d'années. Pendant cette période la dynamique de transfert de matière a été modulée par l'érosion glaciaire et l'exportation des sédiments fluvio-glaciaires vers l’aval des fronts glaciares plio-quaternaires.

MOTS-CLEFS : Andes semi-arides, relief transitoire, pédiments, vallées incisés, concentration de 10Be, vitesses d'érosion, érosion glaciaire, sédiments fluvio-glaciaires, Néogène.

TITULO: Erosión y transporte de materia en la vertiente occidental de los Andes semiáridos del Norte de Chile (27 - 32° S): desde un enfoque a gran escala temporal y espacial, hasta la evolución cuaternaria de un sistema fluvial

RESUMEN La Cordillera Principal de los Andes semiáridos es un relieve transitorio que se desarrolla ante el alzamiento andino iniciado en el Oligoceno. Las altitudes de los pedimentos de la Cordillera Principal en relación a las de la Cordillera de la Costa indican un alzamiento de dos kilómetros. En respuesta profundos valles incisos (~2 km) se excavaron en la alta cordillera después de los seis millones de años atrás. El volumen incidido de estos valles y la concentración de 10Be de los sedimentos fluvio-glaciales indican tasas de erosión del orden de treinta a setenticinco metros por millón de años, valores que son relativamente constantes durante los últimos seis millones de años. Durante este periodo la dinámica de transferencia de materia ha sido modulada por la erosión glacial y la exportación de sedimentos fluvio-glaciales hacia aguas abajo de los frentes glaciales plio-cuaternarios.

PALABRAS CLAVES: Andes semiáridos, relieve transitorio, pedimentos, valles incisos, concentración de 10Be, tasas de erosión, erosión glacial, sedimentos fluvio-glaciales, Neógeno.

TITLE: Erosion and material transport on the western slope of the semiarid Andes (Northern Chile; 27 - 32° S): from a temporal and spatial large-scale view to the quaternary evolution of a fluvial system.

ABSTRACT The Principal Cordillera of the semiarid Andes is a transient relief that developed after the Andean uplift initiated in the Oligocene. Pediment altitudes of the Principal Cordillera in relation with others of the Coastal Cordillera indicate two kilometers of uplift. In response to the uplift depth-incised valleys (~2 km) were excavated in the high cordillera during the last six million years. The incised volume of the valleys and 10Be concentration of fluvial-glacial sediments indicate erosion rates from thirty to seventy-five meters per million years, values that have been relatively constant during the last six million years. During this period the dynamic of material transfer has been modulated by glacial erosion and exportation of fluvial-glacial sediments downstream from the plio-quaternary glacial fronts.

KEY WORDS: Semiarid Andes, transient relief, pediment, depth-incised valleys, 10Be concentration, erosion rates, glacial erosion, fluvial-glacial sediments, Neogene.